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Atlas de la province Extrême-Nord Cameroun

 | 
Christian Seignobos
, 
Olivier Iyébi-Mandjek

Géomorphologie

Serge Morin

Texte intégral

1Entre 10° et 13° de latitude nord, la province de l’Extrême-Nord s’étire sur près de 325 km, des pays soudaniens jusqu’aux improbables rivages du lac Tchad. Contrastes topographiques et saisonniers renforcent la partition de l’espace en deux grandes unités que souligne un grand cordon dunaire quasi continu entre Yagoua et Limani : au nord, les plaines d’épandage et d’inondation du Logone dont l’uniformité ne se rompt que par des tumuli Saw, au sud, des paysages cloisonnés, compartimentés, éclatés en petits massifs dans les monts Mandara, alors qu’aux marges des pays de la Bénoué, la pédiplaine de Kaélé se hérisse de chicots rocheux. Quatre ensembles de relief s’individualisent : les monts Mandara à la frontière du Nigeria, leur piémont, le Diamaré directement à l’est, les plaines tchadiennes qui le prolongent en aval, et au sud, la pédiplaine de Kaélé.

Les monts Mandara ou la montagne citadelle

Caractères généraux

2Les reliefs à cheval sur la frontière nigériane, de Mora au nord, à Doumo au sud, portent le nom du royaume du Mandara par lesquels on les abordait en venant du nord. Leur qualificatif de montagne n’est pas redevable uniquement à leurs altitudes, au demeurant modeste, entre 800 et 1500 m, mais aux versants raides et aux incisions vigoureuses des rivières qui les compartimentent.

3Cet ensemble de moyenne montagne qui se définit par opposition aux pédiments plaines et vallées qui le bordent ou le pénètrent, culmine au nord, dans les massifs du pays mafa : 1494 m au mont Oupay, 1436 au mont Ziver, 1349 au Touropou, et 1328 au Rouva.

4À l’autre extrémité, les altitudes s’établissent le plus souvent aux environs de 900 m, en particulier dans le pays daba. On atteint 1032 m dans le massif de Téléki, mais jamais les sommets ne s’organisent en chaînons ou en crêtes. Ce ne sont que chaos rocheux au-dessus d’interfluves ruiniformes qui s’élèvent entre de profondes vallées orthogonales.

5Cette moyenne montagne cache une profonde diversité. C’est en fait une collection de plateaux et d’inselgebirges que cernent et protègent des remparts montagneux, que mordent de profondes vallées, grugent des bassins et dépressions bordières, et qui se résolvent en montinsules sur les piémonts et plaines environnantes.

Les bourrelets montagnards

6Dans les Mandara, la vraie montagne s’élève en périphérie du massif, directement audessus des basses terres bordières.

Le bourrelet interne

7À l’ouest, ce bourrelet jalonne la frontière nigériane du 11e degré jusqu’à Mabas. Il se résout à une étroite suite de sommets entre 1005 et 1151 m, auxquels s’accolent de petits massifs, Tourou, Ldoubam, Ldama et hosséré Bao, surplombant la vallée du mayo Moskota, engoncée de parfois 600 m dans les granitoïdes de la région. Cette vallée, orientée N 20° E, se prolonge au nord par celle du mayo Kérawa et constitue un véritable sillon intramontagnard à l’est duquel le massif Matakam porte les points culminants des Mandara et verrouille la dépression de Koza. Entre Mokolo et Moskota-Daouchouf s’élève la seule véritable chaîne de l’ensemble montagneux, organisée en deux éléments quasi parallèles N 15° E, de part et d’autre d’une dépression ou, ailleurs, soudés par des croupes transverses.

8La chaîne occidentale débute réellement au sud de la petite plaine de Rédoua (460 m) enchâssée entre le bourrelet montagnard occidental et les petits massifs de Krawa et Vourkaza (976 m). S’étage alors une série de paliers établis respectivement entre 1000-1138 m (hosséré Moudoukoua), 1230-1327 m (Oupay), que coiffent vers 1436-1494 m les citadelles des hossérés Oupay et Ziver. C’est une « morphologie gigantesque » en ziggourat, chaotique, ruiniforme et minérale. Les pentes très raides sont décapées de leurs altérites, les arènes ne subsistent qu’au gré de quelques replats. Des échines rocheuses planes, entre Moudoukoua et Oupay, larges de parfois seulement 200 m sont encombrées de boules. Ailleurs, même les massifs les plus hauts s’achèvent sur des plans sommitaux à castle kopjes, parfois dominés de chicots rocheux, mais souvent creusés d’alvéoles que cernent des remparts cyclopéens de blocs et boules, et au fond desquels perdurent, sols, pelouses, mares et séanes, comme au sommet du mont Ziver. Cette chaîne tombe sur le sillon Moskota-Kérawa par une muraille continue composée de grands versants concaves, rectilignes ou à replats qui se développent sur 400 à 640 m. Les pentes générales y avoisinent les 60°, et les dépassent entre deux gradins rocheux.

9Le chaînon oriental s’exprime avec une moindre vigueur et ne s’individualise qu’au sud du mayo Damara. Entre ce dernier et la Tsanaga, s’élèvent les hautes croupes massives des hossérés Ldama et Houra, toujours organisés en gradins étagés 920, 1140, 1240-1250 et 1300-1330 m, au-dessus de versants à fortes pentes et chaos de blocs dont le commandement varie de 330 m au nord-est à 150 au nord-ouest. Au sud, les petits massifs de Ldamsay et Douvar (1163 m et 1256 m) s’érigent en citadelles jusqu’à Mokolo. Le mayo Tsanaga se faufile entre ces deux ensembles par une large vallée alluviale à fond plat orientée est-ouest, dans laquelle le lit majeur s’inscrit en se déboîtant en baïonnette.

10Au sud du mont Ziver, vers 1000-1100 m, le chaînon occidental passe à une manière de plateau qui assure la jonction avec les hossérés Ldama et Houra et se résout au sud-ouest en une série de croupes surbaissées de même altitude qui s’individualisent en bas massifs grâce aux entailles des mayos Tsanaga, Madabrom et Mododrof. Le réseau hydrographique converge vers une dépression qui pousse trois invaginations dans les massifs, au nord-ouest vers Magoumaz, à l’ouest vers Ouro-Borga, et au sud-ouest, vers Mokolo. On retrouve une telle disposition au pied des monts Ziver et Oupay, dans la haute vallée du mayo Damara. Mais ici, la dépression de Gousda pourtant plus creusée (560 à 700 m contre 810 à 880), s’individualise moins nettement par rapport à des plateaux établis aux alentours de 700-760 m.

11Tout à fait au nord, l’organisation en chaînons parallèles disparaît, et de part et d’autre du cours est-ouest du mayo Moskota, cède la place à des petits massifs de moindre vigueur (976 m) qui s’organisent en amandes autour des dômes rocheux et des compayrés de Vourkaza. Le rempart externe ne domine plus la plaine que d’à peine 200 m et, en arrière, sa morphologie est celle d’éléments de plateaux à roche subaffleurante au cœur desquels les cours d’eau impriment de petites dépressions comme celle du Dzaba.

12L’axe de ce bourrelet s’abaisse autour de Mabas, une des principales passes régionales, entre 1 000 et 750 m dans la région des têtes de source du mayo Louti. Plus au sud, il retrouve quelque énergie avec les hossérés Tamdé et Roumdougourou, hautes échines à plus de 1200 m, avant de se fondre dans un haut plateau (quelque 1000 m) entre Roumzou et le nord de Mogodé. De Mchirgui aux massifs de Fti, il retrouve un aspect montagnard, succession d’inselbergs dominant le plateau Kapsiki. Il tombe alors abruptement sur la haute vallée nigériane du Yedseram par un escarpement de plus de 250 m.

13Au sud, ce verrou montagnard s’estompe, se réduit à quelques petits massifs ou inselbergs comme les hossérés Kilda (1 221 m), Gouléver (1001 m), Tchoutchou (1 045 m), à l’ouest de Guili, ou encore les hossérés Féka et Assina à l’ouest de Bourah. Vers le sud, l’altitude se relève et, autour de Boudjouma, vers 1100 m, se déroule un plateau à inselbergs relativement massif qui s’étale largement au Nigeria.

Le bourrelet externe

14Au nord et à l’est, du pays Matakam jusqu’au pays daba, s’élève un rempart montagneux pratiquement continu si l’on excepte les brèches du bassin de Koza et de la plaine de Gawar qu’empruntent les deux principales voies de pénétration des Mandara par les cols de Djinglia et de Zamay. Non pas que le bourrelet soit plus élevé que son homologue occidental, il culmine seulement à 1160 m, mais les rivières qui le franchissent y découpent de tels traits de scie profonds de plus de 250 m, que l’aspect montagnard s’y exacerbe. Cinq unités morphologiques le composent du nord au sud.

15Les massifs Podokwo de Ndzogzama (821 m) et de Mora (954 m) s’avancent en étrave allongée vers la plaine tchadienne de part et d’autre de la large vallée du mayo Zakota. Un éperon rocheux surplombe ainsi directement la petite cité de Mora. Ici, malgré la modestie de l’altitude, le paysage reste minéral, des croupes subhorizontales hérissées de tors et de castle kopjes dominent des versants raides mais striés de convois de blocs. Parfois, comme dans le massif de Mora, la montagne devient amoncellements. Le pied des versants disparaît souvent sous des tabliers d’éboulis, blocs et boules plus ou moins engoncés dans des arkoses grossières, arènes ruisselées et décapées des hauts de versants.

16Un peu plus au sud, le massif Ouldémé dessine une sorte d’ellipse de grand axe nord-ouest-sud-est entre deux vallées parallèles à fond plat, qu’il encadre de murailles de 80 à 120 m de haut et dont l’une s’estampille d’un petit appareil volcanique. À la même latitude, mais plus à l’ouest, dominant de 520 m la plaine de Koza et de 250 m le plateau intérieur, s’élève le complexe de Golda Zouelva qui s’organise de manière circulaire sur 44 km2 autour d’un piton granitique circulaire culminant à 1121 m. Autour de ce dernier d’une circonférence de 1,7 km, se développe en effet une dépression annulaire à fond plat légèrement inclinée vers le sud de 780 à 700 m, dont la largeur varie de 250 à 1000 m. Un rempart à topographie complexe clôt cet ensemble. Montagneux et continu au-dessus de la plaine de Koza, il se morcelle à l’est en petits massifs, vers Gamnaga, et s’estompe au sud vers l’exutoire du mayo Kouyapé qui naît dans cet impluvium naturel.

17Le massif de Méri, plus au sud, se dresse au-dessus de la plaine du Diamaré par une muraille de 500 m redressée à 60°. À partir de là, le bourrelet montagneux s’affirme et devient quasi continu bien que son altitude décroisse, sans préjudice des entailles hydrographiques, de véritables foums, qui l’accidentent. Dans la partie septentrionale du massif, une longue échine méridienne domine le piémont de Sérawa par un escarpement de 480-520 m, modelé en grands chevrons, décapé, récuré et buriné par le ruissellement. Cette échine court aux environs de 1000 m et se poursuit vers le nord-ouest par le petit massif de Kouroum. Plus au sud, passée la vallée en V de Mehoulé, elle s’adoucit et son expression morphologique s’efface au bénéfice du petit massif de Magra, éventré par la grande faille de Tala-Mokolo. À l’ouest de cet accident il s’organise en marches d’escaliers que domine le complexe circulaire de hosséré Zoulgo vers 1159 m (fig. 1).

18Au sud de Méri, les massifs de Douroum assurent la continuité du rempart, mais le réseau hydrographique le découpe en petits éléments ruiniformes, parfois allongés comme entre Wazang et Babada, isolés entre le bras NNE-SSW du mayo Tsanaga et la plaine du Diamaré. Ces massifs culminent péniblement à 900 m. D’autres sont plus compacts comme au nord de Douroum, de Mokoujek ou de Fogom. Mais, au-dessus de croupes planes établies vers 800 m, ils se hérissent de sentinelles rocheuses de 40 à 120 m de haut. Comme dans le massif de Méri, l’énergie du relief décroît vers l’ouest sans que les altitudes s’abaissent de manière très sensible. On atteint encore 973 m à Madama et 908 à Balda. Mais de vastes surfaces établies vers 720-750 m annoncent déjà les plateaux intérieurs. Mornes, bornhardts et castle kopjes les accidentent accompagnés de toute une morphologie granitique classique, d’alvéoles et de compayrés. Le mayo Tsanaga s’y imprime de plus de 300 m, dans une vallée à fonds plats sableux ou hydromorphes, constituée d’une succession de bras déboîtés à angles droits et orientés E-W, N-S, N 120°, N 25° E.

19Les massifs Mofou verrouillent à l’ouest la plaine de Gawar et s’élèvent à 900-981 m entre le Diamaré et le mayo Louti. Une large vallée méridienne remblayée en berceau les sépare en deux. On y retrouve le système d’alvéole sommital du mont Ziver, ceinturé de hauteurs continues, de bornhardts à l’est, et qui dessine ainsi une bastille protégée de remparts naturels. Au nord, dans l’hosséré Mofou, on retrouve les paysages de croupes granitiques à relief résiduel et versants rocheux ou à boules. À partir du Louti et de Hina-Marbak, le front montagneux s’incurve vers le sud-ouest. Le rempart regagne en vigueur et continuité dans les monts de Mandja (hossérés Brouyang, Mandja, Diévé, Motanga), qui culminent à 1017 m et que précèdent les inselbergs alignés parallèlement à la muraille granitique.

20On rejoint alors le massif de Téléki, le plus vaste après l’ensemble Matakam. Il s’organise en lourdes croupes granitiques aux contours souvent parallélépipédiques en accord avec le canevas du réseau hydrographique : de grandes vallées orientées N 70° E, au fond en berceau et encaissées de plus de 300-350 m (mayos Bokwa, Paha, Téléki, Djifi, etc.), et des tributaires orthogonaux, gorges étroites et profondes. Sur ces reliefs s’exprime la plus belle morphologie granitique qui soit, versants nus et convexes, versants rocheux à parois subverticales et replats sur lesquels subsistent de minces couvertures d’arènes, compayrés, convois de boules. Au sommet, affleurent dalles et bancs de roche et se dressent les ruines de castle kopjes et les silhouettes de chicots décharnés. Ce modelé de décapage s’exprime parfaitement au sud de Téléki, et surtout dans l’hosséré Woli (984 m). C’est ici le secteur le plus compartimenté, le plus difficilement pénétrable du bourrelet montagneux. Vers le sud, le massif s’aère par les larges vallées des mayos Oulo et Sinktera au fond remblayé. Ces remparts interne et externe encadrent et verrouillent un ensemble de plateaux étagés.

Les plateaux centraux

21En position d’abri entre les bourrelets montagneux ou s’étalant directement au-dessus des grands versants rocheux externes, des plateaux granitiques s’étendent sur toute la longueur de l’ensemble montagneux, participant de son système d’étagement. Leur modelé est celui de surfaces planes ou mollement ondulées dont surgissent chicots et pitons rocheux, voire des murailles déchaussées. Les horizons restent vallonnés, les vallées qui les parcourent ne s’y encaissent que modestement, sauf sur les rebords où elles entaillent profondément les escarpements et versants limitrophes.

22Au nord, des monts Matakam à Mokolo et au massif de Mora, s’étale le plus bas de ces ensembles, et pourtant celui qui présente l’aspect le plus désolé, le plus aride : le plateau du « centre massif », étroitement encadré par les remparts rocheux qui bordent le bassin de Koza, et ceux qui regardent vers le Diamaré. Souvent, la roche affleure en dalle nue et seuls sont conservés quelques minces placages d’altérites quartzo-feldspathiques. Entre Tala-Mokolo, Tala-Zoulgo et Mbalachi, l’altitude ne dépasse guère 700-760 m. Le plateau dessine une sorte de triangle déprimé en contrebas des bourrelets montagneux qui évoque un bassin. Là subsistent encore des arènes et des sols bruns rouges minces que parsèment des blocs de granite carrié. Sur ses bordures, le plateau pousse quelques invaginations entre les petits massifs des bourrelets montagneux, et sa surface est ainsi en continuité avec celle de la dépression centrale du Golda Zouelva, et avec celle de l’accident Tala-Mokolo-Méri. Au pied des reliefs bordiers, les arènes décapées des versants se sont accumulées en minces glacis colluviaux sur lesquels les rivières s’écoulent à fleur de sol. Les matériaux épandus sont essentiellement grossiers, cailloutis et blocs de roches saines emballées dans des arènes peu remaniées. À l’ouest de Tala-Zoulgo, de part et d’autre du cours supérieur du mayo Kouyapé, s’étend une vaste surface de récurage, une sorte de pédiment qui révèle les structures et linéaments du substrat, pendages, foliations, schistosités, cassures, dispositions annulaires etc. Des inselbergs à versants concaves et cônes d’éboulis le parsèment. Les mayos s’encaissent de quelques mètres dans cette ancienne surface.

23Autour de Mokolo, sans solution de continuité, on passe à un palier supérieur qui se déroule vers 800 m, et sur lequel s’écoule le haut mayo Tsanaga. Le relief se vallonne, les croupes sont allongées vers l’est entre Mofouélé et Biskavay rive droite, alors qu’au nord, les épigones des massifs Matakam s’érigent en petits massifs et inselbergs qui dominent le plateau. Au sud de Mokolo, des compayrés cyclopéens empilent des blocs de grandes dimensions parfois supérieurs à la dizaine de mètres, qui surgissent de minces arènes délavées à forte proportion de graviers et cailloux anguleux. Un monde de pierraille. Partout, les versants sont décapés, et l’érosion sévit comme en attestent les flats d’alluvions sableuses qui s’étirent derrière les moindres verrous accidentant les vallées.

FIGURE 1. Les dissymétries du massif de Méri

24À l’ouest, vers 800-900 m et jusqu’aux monts Matakam et au bourrelet frontalier s’étale le plateau du haut Louti, le plus vaste de l’ensemble montagneux. Ce plateau s’organise tel un gigantesque impluvium à faible pente sur le fond duquel les rivières s’inscrivent plus qu’elles ne s’incisent bien que leur densité soit forte et le réseau très hiérarchisé : (mayo Louti, Moufloun, Rouakseng, Kriwi). Dans la partie centrale, voire sur les piémonts internes des remparts montagnards, les pentes demeurent faibles. Les roches granitiques restent subaffleurantes sous de minces pellicules de sols caillouteux ou d’arènes claires et grossières. Malgré la relative douceur des pentes, le ruissellement s’exerce avec vigueur et décape les versants. Relief et modelé se différencient sur les bordures orientales et méridionales. Le plateau domine la plaine de Gawar, par un escarpement de plus de 300 m de commandement qui se digite entre les grandes entailles, de véritables reculées dans lesquelles naissent les mayos Dreufou ou Sana, voire de grandes invaginations par lesquelles les vallées des mayos Louti et Gadala aèrent le rebord de cet ensemble. Vers le Diamaré, de part et d’autre de l’entonnoir du Louti, le relief du plateau se contraste. De petits inselbergs (Parvar, 949 m) hérissent la surface granitique et se regroupent directement au rebord de l’escarpement, comme le Mouhour au-dessus de Zamay, ou le petit massif ruiniforme de Magawi dans lequel abondent compayrés, castle kopjes et dômes rocheux, ainsi qu’une grande échine trachytique de Pomia à Gouringuel.

25D’une altitude moyenne de 900-1000 m, le plateau Kapsiki se caractérise par une surface remarquablement plane taillée à la fois dans les granitoïdes du socle et dans les résidus d’une ancienne couverture basaltique. Cette platitude se rompt des entailles du mayo Montrézeu et de ses affluents. Les anatexites aplanies sur lesquelles souvent subsiste une épaisse tunique arénacée, se percent toutefois de culots, necks et aiguilles trachy-rhyolitiques, et se hérissent de dykes souvent déchaussés en de véritables agators. Ces protusions volcaniques, résidus déchaussés d’appareils de type péléen, s’élèvent verticalement de près de 100 m au-dessus du plateau et leur pied se ceinture d’un tablier d’éboulis à pente d’équilibre. Des alluvions sablo-argileuses tapissent de très larges fonds de vallons faiblement déprimés. Plus à l’est, le relief se contraste comme subsistent entre Roufta et Liri les lambeaux d’une vieille nappe basaltique altérée et aplanie, puis démantelée. Les sols y sont minces et caillouteux. Ces coulées arment les hossérés Roumsa, Mourtaba et Ramanda (1278 m), petits massifs qui dominent de plus de 400 m la haute plaine de Gawar par un escarpement à gradins. Ici encore, on note que le plateau se relève au-dessus des dépressions périphériques. Vers le sud, il se poursuit quasiment jusqu’à Guili par une croupe plane, large de 2 à 4 km qu’emprunte la route de Garoua. Il s’achève alors sur le plateau de Bourah-Guili par un gradin très digité qui s’exprime sur 60 à 100 m de denivelée ou se résout en petits massifs, souvent armés d’une barre filonienne et aux versants pavés de blocs et boules (hossérés Ouda, Mazavou). Entre Bourah et Tchévi, s’exprime une morphologie typiquement granitique. Le plateau déroule une surface doucement ondulée entre 750 et 800 m, sur laquelle sont conservées des altérites arénacées, roses à rouges, en place. Des essaims d’inselbergs ruiniformes, des compayrés, castle kopjes et des barres rocheuses filoniennes de microgranite déchaussé (hosséré Badala), des collines et dômes surbaissés, l’accidentent.

Bassins et vallées

26Étagés, bordés de remparts rocheux, relevés sur leurs bordures, ces plateaux tombent sur des dépressions bien creusées, ou s’aèrent de bassins intérieurs.

La plaine de Sérawa

27À l’est des Mandara, la plaine de Sérawa s’étend au pied du massif Zoulgo, 700 m plus bas. Adossée à l’escarpement continu du pays uldeme à Méri, elle est verrouillée de tous côtés par de petits massifs qui s’élèvent entre 668 et 1081 m, et se disposent de manière quasi circulaire sur son pourtour. Cette disposition fait se concentrer les eaux descendues des hautes terres vers le mayo Mangafé, au nord, et vers le Ranéo, au sud. Au pied des Mandara, après de grands cônes d’éboulis, elle se compose de deux glacis colluviaux étagés entrecoupés de véritables playas sableuses. La plus haute de ces formations est incisée en terrasse par les cours d’eau, et se développe surtout au sud de Tokombéré. De ces glacis colluviaux édifiés sur des matériaux grossiers on passe, vers l’aval et vers le centre de la plaine, à des formations d’ennoyage plus fines argilo-sableuses. Le passage à la plaine du Diamaré s’effectue sans solution de continuité topographique mais se marque de placages d’argiles noires à caractères lacustres.

La plaine de Gawar

  • 1 Les placages argileux noirs sont une cible désignée, et souvent de leur extension primitive ne sub (...)

28D’une toute autre ampleur, la plaine de Gawar pénètre la montagne au droit du plateau Kapsiki. Elle dessine un vaste amphithéâtre complexe de 22 km de corde et de près de 30 de profondeur. À l’est, son ouverture sur les plaines du Diamaré est littéralement verrouillée par les massifs Mofou et ceux de Hina-Marbak-Mandja que seules franchissent d’étroites passes (Sabongari, Diméo). L’amphithéâtre se décompose en trois secteurs étagés. À l’ouest, au contact du plateau, un premier gradin affecte la forme d’un croissant établi vers 750-800 m façonné en glacis colluviaux au pied d’un tablier d’éboulis. Ces épandages d’arènes granitiques butent sur une manière de verrou rocheux, un alignement de petits massifs qui court du nord au sud des croupes granitiques de l’hosséré Wadouva, aux pointements trachytiques de Tchamaé et Danil, en passant par la barre de quartz filonien de Drala. En arrière de ce seuil, les affluents du mayo Louti s’installent au creux de bassins à glacis-terrasses, dont les plus anciens portent des sols ferrugineux tropicaux. Vers l’est, le seuil rocheux tombe sur une véritable plaine qui s’abaisse de 600 à 500 m jusqu’au Louti selon une pente de 0,8 %. Au pied de ces reliefs, autour de Djalingo, persistent les reliques d’une terrasse constituée de sables grossiers et de cailloutis plus ou moins rubéfiés, dont le modelé est celui d’anciens flats alluviaux, qu’accidentent buttes et talus, vestiges de bourrelets de berges. Autour se développe un glacis alluvial à modelé plan, qui remanie des cailloutis à matrice sablo-argileuse ou argilo-sableuse. Enfin, le secteur déprimé au pied des massifs de fermeture de la plaine, là où convergent les mayos Louti, Laddé et Mandja, entre 540 et 500 m, d’amont en aval se compose d’un remblai fluviatile qui suit le lit majeur des cours d’eau et s’épanouit jusqu’à 5 km dans la cuvette de confluence. Il s’agit d’épandages typiques de glacis, des colluvions sableuses grossières et rougeâtres, d’anciennes arènes quartzo-feldspathiques non usées, épaisses de 2 à 10 m selon les endroits, accumulées en remblai le long des mayos et modelées en glacis-terrasses par la suite. Ces formations reposent souvent directement sur les roches du socle altérées, ou bien fossilisent des cuirasses ferrugineuses qui indurent elles-mêmes des colluvions arénacées. Dans la partie la plus fermée de la plaine, on rencontre également des étendues revêtues de placages d’argiles noires d’origine palustre ou lacustre et sédimentées sur les alluvions grossières anciennes. Dans ces formations superficielles meubles, les mayos, et en particulier le Louti, ont façonné diverses terrasses et de nos jours recreusent leur lit. Cette reprise d’érosion régressive est active et se révèle même catastrophique à l’exutoire de la plaine1.

Le bassin de Koza

29Au nord, le bassin de Koza s’imprime vigoureusement de 420 à 480 m au pied des massifs de Mora et du pays Matakam. Sur son pourtour, au pied des grandes murailles granitiques se développent des cônes d’éboulis puis, entre 520 et 470 m, de grands glacis colluviaux. Sur leurs bordures, ces étendues à faible pente (1 à 9 %) sont dominées par des inselbergs aux pentes concaves (Gaboua) ou par des dômes convexes (Margoua) qui, en avant de l’escarpement jaillissent de plus de 120 m au-dessus de leur collerette d’éboulis basale. Les mayos Ngassawé et Kolofata divaguent et s’anastomosent sur ces plans inclinés, alors que leurs affluents, s’écoulent à leur surface selon la plus grande pente. L’établissement de ce réseau hydrographique est postérieur au façonnement des glacis. À l’est, le mayo Kouyapé s’incise de 5 à 8 m dans ces épandages, et s’écoule sur des alluvions sablo-limoneuses accumulées en levées de crues de faible expression. Dès Guétalé, l’interfluve Ngassawé-Oyam-Badina est remarquablement plat. Le remblai de ce secteur reprend les matériaux décapés de la montagne, sables plus ou moins grossiers, plus ou moins argileux à cailloutis, recouvrant des alluvions lacustres ou palustres, la plaine de Koza, ayant fonctionné en cuvette de décantation.

Inselbergs et inselgebirges

30Frappé par la présence de ces reliefs insolites au milieu des pédiments et des plaines, Passarge (lors de son expédition de 1893) les qualifia de montagnes-îles ou montinsules : inselbergs et inselgebirges. Il s’agit de pointements rocheux ou de petits massifs dont la diversité de la structure, de la lithologie, des volumes, des altitudes et des modelés, suffirait à illustrer un manuel consacré à ces formes.

Les dômes isolés

31Ainsi, au milieu de la plaine de Koza, l’hosséré Gadala est une lourde coupole de granite d’anatexie aux versants convexo-concaves développés sur 200 m, qui entrent en contact avec le remblai par une collerette d’éboulis légèrement concave.

32Plus éloignés des Mandara sont les rochers de Gréa et Balda. Le premier est une lourde amande de granite qui culmine à 669 m et qui tombe sur les glacis des alentours par des versants convexo-concaves. Dans le détail, il s’organise en petits dômes périphériques qui enserrent une cuvette centrale déprimée de plus de 60 m, château fort naturel au milieu de la plaine. Isolés également et surgissant vigoureusement au-dessus de la plaine du Diamaré, les inselbergs de Dogba et Papata (617 et 673 m), se disposent quasi symétriquement par rapport au massif de Maroua. Ils se composent de granite à biotite. Celui de Dogba s’organise autour d’un pain de sucre central. Le hosséré Papata, de la même manière, comporte une coupole vigoureuse de 300 m de jaillissement et d’allongement méridien, le mont Zawaye, culminant sur trois chicots sommitaux. Ailleurs, dans la plaine du Diamaré, les granites calco-alcalins affleurent en dômes surbaissés, comme le ruware d’énergie quasi nulle sur lequel est édifié le village de Djoundé, et plus à l’est les trois chaos rocheux qui atteignent péniblement les 400 m. D’autres dômes rocheux s’élèvent comme des sentinelles sur le piémont des Mandara, simples pointements rocheux de quelques centaines de mètres de diamètre (Agawa, Doulo et Talaké, au nord de Mora).

Les dômes en bordure de gradins topographiques

33Certains de ces pointements soulignent le passage d’un gradin topographique à un autre. Cette disposition se rencontre au sud du mayo Louti, au pied du massif de Mandja, où une série de petits dômes granitiques (Ouzina, Hina-Vindé) et de chicots rocheux arment le rebord du piémont au-dessus de la vallée du mayo Zouvoul. La courbe des 600 m calque parfaitement les limites de ce gradin. L’érosion linéaire a profondément disséqué le rebord de ce gradin granitique en petits reliefs résiduels de quelques dizaines de mètres de haut qui s’alignent NW-SE. On retrouve cette disposition à l’est de Moutouroua, au-dessus des glacis de la rive gauche du Toulowi.

Les dispositions circulaires

34Des inselgebirges se disposent en amphithéâtres ou en méga-cercles rocheux. Le hosséré Loulou s’élève ainsi à 873 m entre mayo Boula et mayo Louti, au centre d’une auréole de granite porphyroïde calco-alcalin modelée en croupes molles disséquées par un réseau hydrographique rayonnant sur d’anciens pédiments (fig. 2). Par lui-même, l’hosséré Loulou est une forteresse cyclopéenne de près de 3 km de diamètre qui surplombe le pédiment par des murailles rocheuses convexes au sud et à l’ouest, à gradins ou concaves à convexo-concaves ailleurs, et dont le pied s’ourle de cônes d’éboulis discontinus. Au sommet de ces parois de 140 à 250 m de commandement, se développe une aréole encombrée de boules et de blocs, que cernent et dominent des castle kopjes, et surtout de petits dômes rocheux culminant à 837 m. Au sud, des arêtes à versants ruiniformes s’arment de filons de quartz méridiens. Ces sortes de tours, parfois véritables pains de sucre, enserrent ainsi une cuvette sommitale. Sur le pédiment immédiat et sur le glacis alentour, un véritable archipel d’inselbergs s’organise en arc de cercle du hosséré Ouilmi au nord au hosséré Mouldéma au sud-ouest, pour la plupart sous-tendus par des barres rocheuses orientées parallèlement à celle du Loulou, soit N 160° - 170° E, ou N 110°, et N 50° E. Les plus importants s’entourent d’un pédiment et de tabliers d’éboulis, les plus modestes surgissent autour des pédiments coalescents et convergents. Tous s’élèvent en bordure du modelé de dissection des mayos Gayma, Bamktal et Merlek, en quelque sorte au rebord d’un élément topographique que souligne la courbe 500 m, à la limite des glacis d’ennoyage et à faible accumulation.

35Également disposés de manière circulaire sont les inselbergs qui ferment les plaines de Warba, Sérawa et Doulek à l’est de Méri, et dans lesquelles se concentrent les eaux des mayos Ranéo et Mangafé, ou encore ceux qui, plus au sud, enserrent la cuvette de Mbozo d’où s’échappe le Kaliao. Autour de Méri, ce sont de vrais massifs, trapus, qui dominent la plaine. Le hosséré Gouada atteint 1088 m, le Molkoa 1059 m, et les massifs de Dougour, Mékéri et Tchéré, 871 à 931 m. Les granites calco-alcalins à biotite de ces massifs se débitent en énormes boules et blocs qui en oblitèrent parfois totalement les surfaces sommitales et les versants sous de vastes compayrés.

36Au nord, le massif de Mouyangue s’étire vers le nord-ouest en associant granites d’anatexie, granites intrusifs et blocs de gneiss soulevés. Entre les divers éléments du massif, des cuvettes se développent dans des gneiss. Tout proche, l’hosséré Gouada est découpé en étoile par le réseau hydrographique qui rayonne à partir de son sommet et qui exploite des ensellements entre blocs rocheux de nature différente. Au nord-ouest, les anatexites se réduisent à des ruwares. Mais autour de Palbara, les granites calco-alcalins s’élèvent de près de 400 m au-dessus du lit du mayo Mangafé par des versants à 60°. Au sommet, la topographie en ballon s’accidente d’énormes castle kopjes de plus de 40 m de haut.

LÉGENDE. D’après les travaux de : Dumort-Peronne 1966, Hervieu 1967, Pias 1970, Tillement 1970, Mathieu et Durand 1980, Maley 1981, Déruelle et Regnoult 1983, Servant 1983, Brabant et Gavaud 1984

FIGURE 2. Les inselbergs de Loulou

37Le hosséré Molkoa est le plus grand de ces massifs, vaste amande de 6 km de long qui s’élève entre le Mangafé et le Ranéo sur les vallées desquels il tombe par des versants à boules et blocs et à gradins modelés dans des granites calco-alcalins. Il s’organise en ziggourat avec un premier replat à 600-620 m, un second vers 700, quelques marches d’escalier autour de 850 m, puis un plateau sommital doucement incliné vers l’ouest bordé, sur trois côtés, de reliefs ruiniformes qui atteignent 1059 m.

  • 2 Dugur, qui signifie justement pierre en guisiga.

38Sur l’autre rive du Ranéo, les massifs de Dougour, Mékéri et Tchéré participent à la fois du système de Méri-Doulek et de celui de Mbozo qui se ferme au sud par les hossérés Kaliao et Mogoudi. C’est ici que s’exprime pleinement la morphologie cyclopéenne des granites calco-alcalins. Le Dougour2 (935 m) s’étire au nord sur 3 km et tombe sur son piémont par des versants tendus (> 60°). Le Mékéri, moins élevé, est toutefois plus complexe. Dissymétrique, il tourne à l’est, au nord et au sud, des murailles cyclopéennes convexes et à l’ouest, il se décompose en gradins et se dissèque en petits monts que séparent des vallées parallèles. Un inselberg le flanque au nord-ouest, près de Doulek, pain de sucre de 160 m de jaillissement.

39Au sud-est, le Tchéré offre un aspect à replats et castle kopjes, mais il s’allonge en triangle vers le sud. Les autres massifs qui ferment la cuvette de Mbozo sont de moins belle venue. Les quatre petits dômes de Bilguim, l’échine de Mangay, correspondent à l’affleurement de filons de quartz et de granites granophyriques sur la direction desquels s’aligne d’ailleurs l’hosséré Djébé (855 m), petit massif de granites d’anatexie. Tout cet ensemble paraît congruent avec la structure du socle et se prolonge vers le sud-ouest par les ruines du mont Mozogoy. L’hosséré Kaliao, dans des granites calco-alcalins s’élève dans le prolongement de ces massifs et se résout en une série de quatre petites citadelles qui culminent à 677 m. Toujours dans la même direction, plus au sud-ouest, des quartz filoniens s’érigent en agators ruiniformes près de Gazawa. Un peu à l’écart, vers l’ouest, le Mogoudi (880 m) dessine un lourd fer à cheval ouvert vers le sud. Il s’organise en gradins (620-660 et 740 m), qui mènent à un plan sommital à tors.

Les alignements d’inselbergs

40C’est le cas du système de Maroua qui s’étire de Papata jusqu’aux hauteurs de Gaviang via les hossérés Dingui et Mirjinré. Au nord de Maroua, s’élève un véritable inselgebirge développé dans les formations volcano-sédimentaires précambriennes. Il s’agit en fait d’un massif aéré par le réseau hydrographique qui encadre la cuvette centrale de Mogazang grâce à une série de hossérés, Houloum (962 m), Mogazang (987 m), Bouloré au sud (822 m), qui regardent vers le Diamaré par des versants convexo-concaves remarquablement réguliers. Les sommets se composent d’arêtes molles séparées d’ensellements ou d’éléments relativement plans. Au-dessus de Maroua, l’ensemble se partage entre les lourdes coupoles des hossérés Djoundé, Missinguiléo et Marouaré (722 m) jonchées d’outillage lithique. Sur les bordures, méridionale en particulier, surgissent quelques inselbergs, comme le Balgaré. De part et d’autre de ce massif, s’établissent des glacis sablo-argileux à sols fersiallitiques grossiers et érodés que le réseau hydrographique incise souvent jusqu’à la roche mère jamais très profonde. Au sud de la ville, le hosséré Makabay est modelé dans les mêmes roches qui s’alignent au N 30° E et s’organisent en replats étagés dans le sens de son allongement, alors que les versants transverses restent réguliers. Beaucoup plus au sud, ce système semble se prolonger par les échines méridiennes décharnées de Gaviang. Au sud de Salak, les échines ruiniformes de Mobono, Mouda (591 m) et Ouro-Lobé ou Tala-Oulo, armées de barres rocheuses dessinent une sorte de S, et se réduisent parfois à de simples pointements qui dominent les glacis alentour.

41Les inselgebirges participent donc de près au relief des Mandara, à cette véritable forteresse où cuvettes et plateaux se dissimulent à l’arrière de remparts cyclopéens, où les amoncellements de blocs, outre une défense naturelle permettent un approvisionnement en eau, et fournissent des abris inexpugnables, comme les vastes grottes voisines des sommets des monts Ziver, Golda, Ouldémé, Méri, etc. Les Mandara sont donc un monde à part, une cidelle composée d’une multitude de petites forteresses minérales, qui domine la plaine environnante, voire l’ignore superbement.

Piémonts et glacis

42Au pied de la montagne les horizons s’ouvrent sur de vastes glacis et pédiments dont la monotonie n’est rompue que par les jaillissements des inselbergs.

Les pédiments

43Les pédiments stricto sensu sont relativement rares et toujours d’extension localisée à proximité des grands versants rocheux, à la fois sur le piémont externe des bourrelets montagnards et sur les plateaux et cuvettes de l’intérieur des Mandara. Dans ce cas, ils se présentent comme des surfaces de récurage sur lesquelles, sous une faible pellicule arénacée, affleurent les roches du socle. Les formes de décapage s’observent préférentiellement sur les granites porphyroïdes ou équants, anatexites ou gneiss, qui évoluent par désagrégation granulaire. À leur surface ne se développent que de minces altérites quartzo-feldspathiques à kaolinite désordonnée.

44Au nord de Mora, les pédiments tranchent les mêmes granites que ceux qui arment l’éperon montagnard. La rupture de pente se masque d’un tablier de colluvions grossières. Le socle n’affleure qu’à une certaine distance des versants, révélant alors une surface doucement irrégulière accidentée de dos de baleine résiduels entre lesquels subsistent des plaquages d’arènes. Au pied des massifs Matakam, le pédiment se développe sur anatexites et sur gneiss. La fourniture des matériaux par les versants étant moindre, le contact avec les parois rocheuses est net et s’effectue par un knick. Au-delà, alternent des dos rocheux surbaissés sur lesquels des dalles s’exfolient et desquament en plaquettes et gravillons entre des placages sableux conservés dans des ensellements de la topographie. Les cours d’eau qui utilisent ces secteurs relativement bas, incisent les formations superficielles jusqu’au socle et en révèlent les structures, bancs de roches, filons, schistosités, foliations etc. D’une manière générale, ces pédiments se réduisent à de longs versants linéaires décapés à pente de 1 à 5 %, et s’étalent surtout entre 600 et 450 m. Ils portent de minces sols ferrugineux tropicaux qui reposent directement sur les granitoïdes arénisés.

45Plus au sud, autour du massif de Téléki, le pédiment tranche des granites d’anatexie et des anatexites. Un tablier d’éboulis, épais de 10 à 35 m, souligne le pied des reliefs, et on passe ensuite aux dépressions annulaires de Bourwoy au fond desquelles affleure le substrat exhumé et récuré. Autour du hosséré Loulou, se développe un pédiment quasi identique mais dont l’organisation est exemplaire. Les parois s’ourlent d’un tablier d’éboulis grossiers constitué de cônes coalescents sur lesquels se sont installés les villages de Kalay, Djikaka, etc. Au-delà, le pédiment dessine une auréole large de 1 à 2 km à la topographie bosselée et à la pente relativement élevée de 2 à 3 %. Puis vers l’extérieur se développe ensuite un glacis à accumulation pelliculaire modelé dans les arènes et dont la pente s’adoucit à moins de 1,4 %. Autour du Mogazang, de tels pédiments dessinent une auréole de 3 à 4 km. Taillée dans des roches basiques profondément altérées, leur partie amont se redresse jusqu’à 8 %, bien qu’ils conservent une topographie plus uniforme que celles de leurs équivalents granitiques, et qu’ils portent des sols caillouteux passant localement à des pavages. Le ruissellement en nappe y sévit, en particulier sur les larges interfluves.

46Les pédiments les plus étendus sont ceux des plateaux centraux des Mandara. La plupart sont des surfaces de récurage ou de défonçage physico-chimique comme ceux qui s’étendent autour de Mokolo. Ailleurs, les secteurs de défonçage sont plus localisés, comme autour de Bourah dans le prolongement de la profonde dissection du Téléki. Également localisés sont les secteurs d’aggradation sur lesquels s’accumulent les arènes décapées des parties plus hautes, en général petites cuvettes internes, hauts bassins de réception des cours d’eau entre Mokolo et Zouelva au nord, haute plaine de Gawar, haut mayo Kouadouava au sud. Au pied du massif de Tchéré, comme en contrebas du Tala-Zoulgo, mais aussi autour de Bourah, s’étalent des glacis colluviaux vallonnés et peu disséqués, à la limite des pédiments. Les arènes qu’ils remanient sont en effet peu épaisses, parfois moins de 2 m.

47Les plateaux internes à surface de récurage conservent des lambeaux de pédiments et glacis plus anciens, à très faibles pentes linéaires de 1 à 5 %. À l’est du plateau Kapsiki, le gradin 600-900 m porte ainsi les reliques d’un ancien pédiment à couverture pelliculaire d’arènes ou pavage de cailloux. Entre un réseau de collecteurs parallèles orientés au sud-est, ces vestiges se réduisent à des croupes et collines ou se résolvent en d’étroites crêtes rocheuses dont les pentes actuelles atteignent 20 à 40 %.

48Mais, hormis l’intérieur des Mandara, ce sont surtout les glacis qui occupent la majeure partie des piémonts, les reliefs s’ennoyant assez rapidement sous leurs propres débris.

Les glacis de piémont : caractères généraux

49La brusque rupture de pente au pied des versants montagnards s’empâte souvent de talus d’éboulis, cônes coalescents ou tabliers continus, composés de boules et blocs plus ou moins emballés dans une matrice d’arènes. Entre les boules s’accumulent sables grossiers non roulés, graviers, petits blocs anguleux et quelques argiles sableuses de type kaolinite désordonnée.

50En aval, on passe à un placage colluvial résultant d’épandages des arènes granitiques par le ruissellement diffus. Le socle disparaît ainsi sous une épaisseur variable d’arènes non usées, formations superficielles dépourvues de structures, mal classées et hétérogènes. On est encore ici à la limite du pédiment à revêtement pelliculaire et du glacis d’accumulation ou d’épandage. Ces derniers s’affirment plus en aval, lorsque les formations colluviales s’épaississent et deviennent alluviales car transportées, reprises et remaniées par le ruissellement et les mayos à écoulement spasmodique. Elles passent alors des sables grossiers aux sables fins, puis aux limons et aux argiles à proximité de la cuvette tchadienne. Reste que ces formations continuent d’être hétérogènes ; les changements latéraux de faciès y abondent ainsi que les intercalations argileuses relatives à des phénomènes d’hydromorphie ou à des épisodes palustres localisés. Des lentilles de sables y attestent des divagations successives des lits des mayos. Ces dépôts de glacis sont pour la plupart hérités comme le montre leur incision par les rivières actuelles, et leur démaigrissement sous l’action du ruissellement en film ou en nappe. La surface de ces anciens glacis se transforme en hardés, sols stérilisés halomorphes à pavage de cailloutis, développés sur des interfluves séparant alors parfois de véritables bad lands...

51Au nord des Mandara, les pentes de ces aires d’épandage s’organisent de manière uniforme à partir du rempart externe qu’elles séparent des glacis d’ennoyage à épais remblai sablo-argileux. Mais, à l’est et au sud, chaque inselberg, chaque inselgebirge commande à ses glacis longs de quelques kilomètres. Leur surface a été retouchée, biseautée en une pente d’érosion supérieure au pendage originel des dépôts, qui varie entre 3 et 10 %.

52De nombreuses formations anciennes voisinent dans cette morphologie de glacis, d’autant plus difficiles à situer dans le temps qu’elles sont presque toujours polygéniques. Ainsi, sur la périphérie de la plaine de Koza, les glacis de piémont sont décapés et fortement ravinés. Ils se nappent de pellicules de sable et graviers en transit. Les glacis les plus anciens portent des sols ferrallitiques ou ferrugineux tropicaux rouges avec un horizon d’accumulation argileux à faible profondeur (Brabant et Gavaud, 1985). Mais, dans la plupart des cas, ils conservent les empreintes de phénomènes de rajeunissement par troncage des sols et altérites anciennes. Au nord des Mandara, les glacis colluviaux du pied de la montagne et des inselbergs ne portent eux que des sols jaunes. Plus au sud, les formations superficielles sont plus rubéfiées avec toutes les transitions possibles jusqu’au Popologozom. Ainsi les glacis des massifs de Tchéré, Mékéri et Dougour, ne montrent qu’un début de rubéfaction.

53La question de l’ancienneté des glacis se complique encore de par leur établissement à des altitudes diverses : entre 650 et 350 m autour des Mandara, 340-330 m dans le Diamaré. Dans la plaine de Gawar, un haut glacis rubéfié s’étale à 20-25 m au-dessus de la vallée du Louti et domine un bas glacis aux formations superficielles claires, lui-même établi 2 à 3 m plus haut que les basses terrasses de la rivière. Les glacis apparaissent comme les héritages de phases morphogéniques anciennes concomitantes d’oscillations climatiques quaternaires. Ils s’étagent en deux ou trois niveaux (2 au sud du mayo Tsanaga), ce qui permet de distinguer un haut, un moyen et un bas glacis, ils s’organisent également de manière génétique du pied des reliefs jusqu’à la cuvette tchadienne. Se succèdent ainsi des glacis colluviaux à formations grossières, des glacis alluviaux d’accumulation ou d’épandage, puis d’ennoyage alluvial à l’extrémité aval.

Les glacis colluviaux

54Passés les pédiments, ou plus souvent directement au pied des reliefs de commandement, les glacis colluviaux s’étalent en un liseré de 0,5 à 5 km de large. Ils se composent de cônes d’épandage surbaissés qui s’allongent selon des pentes régulières, rectilignes voire très légèrement convexes de 5 à 20 %. Très souvent leur surface est tronquée ou biseautée par un décapage actif et se pave alors de matériaux quartzeux anguleux. Ils ont également subi de nombreuses évolutions d’origine anthropique. Ces formes se composent de matériaux grossiers remaniés par les eaux au sortir des foums. L’hétérogénéité de leur couverture est grande : boules et blocs de granite, graviers et cailloutis anguleux s’y accumulent sans ordre dans une matrice gris-brun, terreuse, mais non rubéfiée et toujours à dominante quartzo-feldspathique. L’épaisseur de ces formations superficielles peut dépasser la dizaine de mètres. Vers l’aval, ces langues colluviales passent insensiblement à des glacis d’accumulation, voire à des hardés.

Haut glacis, haut remblai

Le haut glacis

55Des reliques d’un haut glacis sont conservées autour de Maroua et jusqu’au dôme de Djoulgouf. Elles dessinent également des auréoles sur le piémont des massifs comme celui des Kapsiki, et s’achèvent souvent vers l’aval par une corniche cuirassée. Ces vestiges affectent la forme de lanières à faible pente, ou de buttes résiduelles tabulaires à corniche et talus d’éboulis, séparées par de larges bas-fonds. Une cuirasse ferrallitique peut y affleurer en dalles. L’épaisseur de cet horizon induré varie entre 0,4 et 2 m. Il s’agit d’une formation très démantelée, un peu mieux conservée sur les granites acides méridionaux, qui revêt deux faciès. Quartzeuse, la cuirasse est alors claire, alvéolaire à massive ; elle se compose de gœthite, kaolinite et hématite. Nodulaire, elle est plus sombre et plus riche en gothite-kaolinite ; elle arme principalement les reliques de glacis des piémonts septentrionaux entaillés sur roches basiques. Elle affleure de manière remarquablement constante entre 450-500 m à l’amont (Loulou) et 400 m à l’aval.

Le remblai douroumien

56Au nord de Mora, au nord du hosséré Zouelva, le long du mayo Kouyapé, dans la plaine de Gawar, de part et d’autre du Louti et du Laddé, ainsi que dans les vallées et sur le piémont du plateau de Doumo, et dans les massifs de Téléki s’est accumulé un remblai caractérisé par la rubéfaction des matériaux qui le composent. Dans ces secteurs, selon la proximité des reliefs de commandement, se sont élaborés des glacis colluviaux à sables grossiers qui passent en aval à des glacis-terrasses à couverture d’arènes à intercalations de lits quartzeux non usés. Plus bas, on passe à un remblai sablo-argileux rouge à roux, granoclassé d’amont en aval.

  • 3 À Mora, par exemple, les arènes rubéfiées et remaniées recouvrent une stone-line quartzeuse. À Gav (...)

57L’épaisseur des matériaux sur les glacis peut atteindre 25-40 m mais seulement 2 à 4 m sur le remblai. Ils fossilisent des altérites de granites à boules et fantômes, des cuirasses ferrugineuses, des stone-lines et, pour ceux du remblai, des alluvions fines anciennes3. Les arènes grossières des glacis et les sables fins de remblai, pédogénisés avec horizons à gley, poupées calcaires ou ferruginisations, forment plus de 75 % de cette couverture, et correspondent au Douroumien défini par Hervieu (1967) puis Brabant et Gavaud (1985). Les formations caillouteuses de surface, souvent modelées en buttes étirées, semblent attribuables à des dépôts ultérieurs.

58Ces glacis-terrasses s’établissent entre 550 et 350 m (540 à Douroum, 550 à Gawar). Longs de 1,5 à 6 km, et à pente régulière de 3 à 10 %, ils se griffent souvent de ravines et se réduisent ainsi à des lanières à faible concavité entre lesquelles l’incision atteint 10 m à 300 m de largeur et descend jusqu’au socle. Ils passent en aval à des remblais unis et horizontaux, qui près des collecteurs principaux portent des bourrelets de berge ou se découpent en terrasses de 5 à 10 m de commandement au-dessus des lits mineurs. Des reliques de glacis-terrasses plus anciens ont été observées vers 520 m, au nord de Zouvoul, où des placages et de petites buttes armées d’un conglomérat à galets de quartz et ciment ferro-manganésique dominent les alluvions du mayo Louti.

Le moyen glacis alluvial

59Le moyen glacis s’étend largement autour de 400 m d’altitude. Mieux conservé, il se déroule souvent sur une dizaine de kilomètres à partir de son relief de commandement, par exemple de 450 m près de Méri, jusqu’aux environs de la cuvette tchadienne. Toutefois il se développe surtout dans la partie méridionale de la province. Ses pentes restent faibles, toujours inférieures à 4 %. Fréquemment, en surface, il porte des altérites du socle plus ou moins tronquées, des arènes non délavées qui dissimulent des argiles de néogénèse jaunâtres (montmorillonite, illite, nontronite et kaolinite) à nodules carbonatés. L’érosion en nappe balaie encore sa surface sur laquelle des hardés à graviers de quartz et nodules calcaires épars voisinent avec des formations à horizon pédologique humifère sauvegardé.

60Dans la plaine de Gawar, rive droite du mayo Louti, entre 580 et 450 m, dans la boucle de la Tsanaga entre Kaliao et Babada (440-380 m), ainsi qu’en auréole autour du massif de Maroua, s’étalent de long glacis tronquant des altérites. Ravinement et décapage y sévissent avec acuité, surtout près des têtes des affluents des grands mayos. Ce glacis se subdivise parfois en deux niveaux, supérieur et en cours de lessivage, inférieur et à vertisols. Ceux-ci, bien drainés, s’établissent toujours en aval de formations altérées, indurées ou pédologiquement évoluées en sols ferrugineux tropicaux ou fersiallitiques. Il semble bien qu’ici se succèdent génétiquement des pédiments, des glacis d’accumulation à couverture d’arènes ou d’altérites indurées ou non, et des glacis toujours d’accumulation, mais à évolution vertique (topomorphe ?).

61Ainsi, autour du hosséré Loulou, passée l’auréole de pédiments, le glacis colluvial d’amont ne porte qu’une mince pellicule d’arènes. Les mayos descendus du massif se concentrent brutalement sur ses bordures. Vers l’est, on passe ensuite à un véritable glacis alluvial que ne traversent que de rares cours d’eau tant l’infiltration s’accroît dans la couverture sablo-argileuse. Ces marigots aboutissent tous dans le mayo Toulowi. À l’est de son lit, les écoulements se raréfient encore, les pentes font défaut, et on passe au glacis à couverture vertique qui se poursuit jusqu’aux barres de Mouda. La disposition est identique à l’est du massif de Maroua, mais ici les glacis d’accumulation conservent une pente supérieure à 0,9 % et s’étendent moins largement.

La pédiplaine de Kaélé

62À l’est du Louti, comme en prolongement des inselbergs de piémont, le dôme de Kaélé s’élève doucement entre le sud du Diamaré et la plaine sableuse de Moulvouday-Kalfou. Il s’agit d’un vaste bombement de socle dont le faîte s’établit vers 420 m, en général dépourvu d’une épaisse couverture alluviale éolienne ou fluviale, sauf entre Mindif et Lara où s’interposent les placages sableux de l’erg de Doukoula. Au nord et à l’est, les granitoïdes s’enfoncent doucement sous les alluvions des plaines, et le passage des glacis au remblai est insensible. Au sud, en revanche, ce simple bombement verrouille littéralement les synclinaux crétacés de Figuil et Mayo-Oulo.

Les inselbergs

  • 4 À l’est de Mindif, les sondages l’ont rencontré à 14 m à Gadjia, 17 m à Gagadjé, 21 m à Daram, et (...)

63Le socle n’est jamais très profond sur les marges septentrionales et occidentales. Au nord, à plus de 20 km de la pédiplaine il demeure subaffleurant4. La Dent de Mindif (729 m) surgit ainsi brutalement au-dessus des glacis sableux. Tout autour, affleure un large dôme syénitique (414-431 m), qui émerge de la couverture sous la forme de tors, chaos rocheux, sous-tendus par des filons de quartz et de gneiss à amphiboles particulièrement fréquents entre Mayel-Modibo, Yoldé Aboudjoun et Mindif. La Dent est un pain de sucre de près de 260 m de commandement qui s’enlève d’un jet à l’est d’un inselberg syénitique en dos de chameau.

64Plus au sud, autour de Kaélé de nombreux inselbergs commandent des glacis coalescents. Au nord de la ville, ils verrouillent un amphithéâtre d’érosion de part et d’autre de la haute vallée du mayo Binder qui s’écoule sur un large remblai sableux. L’érosion régressive de ses affluents sévit activement. Les inselbergs occupent une position de bordure de gradin. Ceux de Lara (Tessalé Kilguim) s’organisent en un petit massif en arc de cercle qui culmine à près de 650 m et se décompose en une série de petits dômes ou mornes granitiques.

65Un peu plus à l’ouest, le dôme en gradins de Gadas s’arme, lui, de granites alcalins porphyroïdes. Le Tessalé Boboyo (627 m) lui fait pendant sur la rive droite du mayo. Les granites calco-alcalins hétérogènes s’y modèlent en un bornhardt convexe que prolongent vers le nord trois pointements rocheux, et qui s’entoure d’une auréole subcirculaire de chicots, ruwares et chaos de blocs. Les autres inselbergs de ce secteur s’élèvent tous sur une ligne de partage des eaux, ceux de Midjivin en particulier. Ainsi, les dômes, barres rocheuses et compayrés du hosséré Biwara (701 m) courent du NNW au SSE sur le secteur faîtier qui sépare les têtes de bassins versants des mayos tributaires de la Bénoué. Sur les pédiments qui l’encerclent, le décapage est actif et révèle de nombreux affleurements de granites hétérogènes.

66Un peu plus au sud, sur d’autres interfluves, surgissent les filons de quartz des hossérés Moumour et Tchaodé. Le Makassa (555 m) correspond à des granites qui percent les schistes environnants.

67Ces positions en bordure de gradins d’érosion, ce décapage du piémont se retrouvent également autour des inselgebirges occidentaux. Celui de Moutouroua constitue un centre de dispersion des eaux entre Louti, mayo Sokoy et affluents du mayo Boula. Vers les deux premiers qui appartiennent au bassin de la Bénoué, le réseau hydrographique est fort dense, la dissection, le décapage très avancés, alors que vers le Boula, les glacis sont mieux conservés. L’inselgebirge de Moutouroua culmine à 698 m au toit d’une coupole granitique qui se décompose en petits massifs parallélépipédiques aux sommets adoucis et aux versants à gradins, qu’isolent des vallées parfois profondes de 150 m et orientées N 120 et N 20° E. Autour, les piémonts s’encombrent de chaos rocheux qui trahissent la faiblesse de l’enfouissement du socle.

68Ainsi, la pédiplaine de Kaélé se décompose en deux secteurs : au sud et à l’ouest, prédominent reliefs et modelés de déchaussement et de récurage, au nord et à l’est subsistent une ancienne pédiplaine à couverture sableuse.

Les glacis

69Les inselbergs s’entourent chacun de son auréole de glacis, souvent cuirassés dont le démantèlement aboutit au récurage évoqué ci-dessus. Ce décapage des formations superficielles héritées est visible autour de Torok où les affluents du mayo Binder ont partiellement exhumé des bombements surbaissés de granite entre des placages alluviaux. Localement, les inselbergs d’un certain volume (Moutouroua, Biwara, Gadas, Lara) s’entourent de tabliers d’éboulis, pédiments et glacis ou cônes alluviaux dont les caractères diffèrent de ceux des formes décrites sur le piémont des Mandara.

Le haut glacis cuirassé

70Les reliques d’un haut glacis sont conservées au sommet de certains alignements de roches basiques (hosséré Mouda), au faîte d’interfluves, au sud-est de Kaélé ainsi qu’en bordure de la plaine de Kalfou au nord-est, et sur le dôme de Djoulgouf, dont l’organisation à une autre échelle rappelle celle du bombement de Kaélé. Ces reliques subsistent également vers 500 m sur le piémont du hosséré Loulou, au pied des massifs Kapsiki ainsi qu’en bordure des plaines intérieures des Mandara.

71Autour de Kaélé, les cuirasses arment des buttes témoins, de petits plateaux ou de simples chapes gravillonnaires. Les faciès alvéolaires à nodulaires de ces indurations ferrugineuses témoignent d’une tendance à la régression déjà ancienne qui a précédé leur démantèlement. Sur des glacis alluviaux, elles ont aggloméré une mince couverture d’altérites arénacées remaniées à courte distance.

Le glacis de substitution

72Le démantèlement des formations indurées a permis le façonnement d’un glacis de substitution qui a repris les altérites sous-jacentes aux cuirasses. Ce nouveau glacis s’établit à des altitudes comparables : 460-400 m. Au sud, on le rencontre en auréole entre Mindjil, Kaélé et Doumrou, entre 400 et 300 m. Fortement disséqué par les tributaires de la Bénoué, il est en voie de démantèlement et ne se résout en doux interfluves convexes qu’après une rupture de pente marquée (15 %).

73Mieux conservé au nord, vers 440 m, il déroule encore des pentes rayonnantes à partir du faîte du bombement granitique. Son relief est alors celui d’un bas plateau faiblement incisé, et dont ne subsistent que quelques buttes cuirassées ou des lanières à nodules épars. Il porte souvent des sols vertiques localement riches en concrétions ferrugineuses, voire indurés. Il s’achève sans solution de continuité entre 440 et 410 m, dans un haut remblai, accumulé dans des plaines subhorizontales parsemées de dépressions humides peu creusées aux contours imprécis. Là se sont déposés des sables argileux d’origine fluvio-lacustre, en discordance sur une cuirasse qui paraît être celle de la partie inférieure du haut glacis, enfouie de 150 à 200 cm sous les produits de démantèlement des secteurs amont. Cette cuirasse ferrugineuse, fossilisée, rouge brun est comparable par sa composition, et ses faciès (massif ou nodulaire), à celle qui subsiste sur les reliques du haut glacis. En outre, la discordance avec le remblai fin se souligne d’un niveau à cailloutis quartzeux et à gravillons ferrugineux. Autour de Doyang, cette cuirasse, toujours en profondeur, mais érodée, porte une couverture alluviale argileuse d’origine palustre voire éolienne. Latéralement elle fait défaut et cède la place à des argiles vertiques à nodules carbonatés, ce qui confirme l’hypothèse de son démantèlement et auto-enfouissement de ses secteurs aval. Les argiles palustres se rencontrent d’ailleurs sur le dôme granitique de Torok, à côté de reliques de cuirasses. Le démantèlement de ces dernières précéda donc la sédimentation argileuse. Dans la plupart des cas, les reliques indurées du haut glacis ne dominent pas directement le niveau de substitution, mais passent sans transition au moyen glacis que nous avons défini sur le piémont des Mandara et auquel, morphologiquement, se raccordent la plupart des glacis qui auréolent les inselbergs de la pédiplaine de Kaélé. Parfois, le glacis de substitution domine ces derniers, mais plus souvent il se fond dans les remblais des plaines environnantes.

Les plaines intérieures

74Les plaines qui s’étendent des pédiments ou glacis d’accumulation jusqu’au grand cordon dunaire Yagoua-Limani sont des secteurs d’ennoyage dans lesquels se succèdent glacis, terrasses et remblais, et des ergs ou placages de sables éoliens. Le cordon dunaire les barre à l’aval plus qu’il ne clôt réellement les plaines tchadiennes ; il a depuis son établissement gêné sinon empêché les écoulements descendus des Mandara et de la pédiplaine de Kaélé.

Les plaines à remblai fluvio-lacustre

75Au nord, dans les plaines de Mora et dans le Diamaré, se poursuivent les reliefs et modelés de glacis évoqués plus haut.

La plaine de Mora

76Dans la plaine de Mora, l’épaisseur de la couverture alluviale dépasse toujours 10 m, et s’accroît vers la cuvette tchadienne. Des dômes rocheux affleurent au ras du sol comme celui de Kolofata (granites d’anatexie), ou s’enlèvent vigoureusement au rocher de Gréa. Néanmoins, la plaine s’incline doucement vers le cordon alors que le toit du socle s’enfonce rapidement (pente de 3 %).

77Les sondages hydrogéologiques ont montré que les rivières actuelles ne correspondent pas aux vallées fossiles entaillées dans le socle sous-jacent. Elles n’ont cessé de se déplacer latéralement sur leur remblai. L’origine de la plaine relève en grande partie de ces abandons successifs de charges, d’où l’hétérogénéité des matériaux accumulés. Les sondages ont également révélé l’existence d’un niveau argileux d’origine lagunaire ou palustre, contemporain de l’obturation de la plaine par le cordon. De petites dunes de sable rouge surmontent ça et là les alluvions et s’alignent NE-SW, au sud-est de Kolofata, au nord de Mora-Doulo, ainsi qu’au débouché de la plaine de Sérawa, vers Makalingay où elles culminent à 387 m. Certaines d’entre elles s’appuient sur le cordon dunaire sous lequel elles semblent passer, comme à Djaoudé. Ces dunes s’ancrent fréquemment sur des affleurements du socle qui jouent le rôle d’écueils et dominent la plaine d’une dizaine de mètres.

Le Diamaré

78Entre le piémont des Mandara, la région de Kaélé et le cordon, le socle s’enfonce rapidement par paliers vers la cuvette du Tchad, de même que croît l’épaisseur de sa couverture.

79Entre les mayos Boula et Tsanaga, le dôme de Djoulgouf s’élève mollement au-dessus des alluvions, amande granitique dont la surface se rompt de quatre reliefs résiduels. L’hosséré Goboré culmine à 493 m. Au sud du mayo Boula, les granitoïdes restent subaffleurants (gneiss de Zongoya). Vers l’est, le socle plonge vers les basses terres tchadiennes de manière très irrégulière ainsi que le traduisent maints inselbergs isolés, comme l’hosséré Balda (619 m). À l’ouest du village, trois petits massifs rocheux s’alignent au N 30° E et servent de point d’ancrage au grand cordon dunaire qui sépare le Diamaré de la plaine du Tchad. Au sud-ouest, le hosséré Balda s’organise en replats étagés dans des granites à riébeckite et aegyrine. Sur sa périphérie, des ruwares et des digitations compliquent son contact avec le remblai des mayos Tsanaga et Motorsolo. Vers Baldaré, de cette couverture alluviale, et quasi au contact du cordon sableux, affleure un dos de chameau (506 m), toujours étiré au N 30° E. L’alignement granitique se dispose ainsi orthogonalement au cordon dunaire. La roche, très orientée, reste massive entre de grandes failles réinjectées de quartz, de calcédoine et de pegmatites.

80Ainsi, alors que le toit du socle se révèle très accidenté, la surface de la plaine demeure monotone, quasi horizontale et dotée d’une pente de 2 %. Ce remblai résulte de l’abandon de la charge des cours d’eau divagants. Les mayos actuels coulent ici à l’aplomb de hauts reliefs du socle, alors que les interfluves correspondent à des vallées fossiles. Les sondages ont révélé l’hétérogénéité de ce remblai et la présence d’argiles à lentilles de sables, d’origine lacustre, lagunaire ou palustre, reposant sur une cuirasse ferrugineuse développée sur les altérites du socle. Les dépôts lagunaires ou palustres s’étendent largement. Sur ces immensités, les mayos courent souvent en étrangers, divaguent, et à l’approche du cordon sableux, se perdent dans des manières de deltas intérieurs.

81Entre Bogo et Mindif, s’élèvent parfois de petites dunes de sables rubéfiées orientées NE-SW. Très émoussées, elles s’expriment dans la topographie, car avec les inselbergs, ce sont les seuls reliefs de la région. Mais, que ce soit dans la plaine de Mora ou dans le Diamaré, la couverture alluviale sur laquelle elles reposent s’organise en éléments semblables, glacis d’ennoyage, terrasses et remblais.

Ennoyages et remblais

Le moyen glacis d’ennoyage

82Au nord de la Tsanaga, entre Balaza-Lamido et Mora, s’étale un véritable glacis d’ennoyage, à pentes infimes, dont l’horizontalité ne se rompt que de dépressions à fond de colmatage. L’altitude varie de 360 à 330 m. Cet ennoyage se compose de sables fluvio-lacustres fins dont la teneur en argile croît avec la profondeur comme apparaissent amas et nodules carbonatés. L’épaisseur de l’ennoyage peut dépasser les 10-20 m en certains secteurs. Ailleurs, quelques dômes granitiques percent plus ou moins vigoureusement cette couverture, comme à Djoundé. Dans les secteurs déprimés, la platitude devient quasi totale, en particulier, entre Gazawa, Maroua et Bogo, ainsi que dans les bas-fonds des plaines de Koza et Gawar. Le glacis d’ennoyage revêt alors la forme de glacis-terrasses et passe ensuite à des remblais alluviaux composés de matériaux fins.

La terrasse et le remblai du moyen glacis

83Le moyen glacis, qu’il soit d’accumulation ou d’ennoyage, s’achève à l’aval dans des régions basses, ou modelées en terrasses composées d’alluvions fluviales argilo-sableuses comme on peut l’appréhender autour du dôme de Djoulgouf. On atteint les bordures de la plaine tchadienne, et les mayos descendus des Mandara ont abandonné ici leur charge en divaguant sur d’anciennes plaines d’épandage. Des lambeaux de terrasses sont conservés dans le haut bassin du mayo Louti, mais les plus nombreux s’établissent entre les Mandara septentrionaux et la cuvette tchadienne, partie externe du bassin de Koza, Diamaré entre Mora et Mindif. La terrasse passe à un remblai plan vers les secteurs les plus bas (330-320 m).

84Au nord-ouest de Mora, sous une couverture discontinue de sables fins, on a pu observer six mètres d’alluvions argilo-sableuses jaunâtres ou tachetées gris-jaunâtre, à traces d’ancienne hydromorphie, et dans lesquelles vers - 2 m gisent de gros nodules carbonatés. Sur le mayo Motorsolo, ces mêmes formations, minces (1,5 m), fossilisent celles des glacis et remblais douroumiens. Dans le haut bassin du Louti, les matériaux demeurent plus hétérogènes, à 60 % des sables grossiers. Ailleurs dominent les limons accumulés en bourrelets alluviaux. Le modelé reste celui d’anciens flats alluviaux en pente insignifiante, qui assurent encore un lent drainage externe et que localement, encadrent des bourrelets alluviaux. Leur altitude, comme celle des glacis, varie en fonction de leur position par rapport au système montagneux, 400 m et plus dans le bassin du Louti, 350-320 m, dans le Diamaré.

Les karals internes

85Au cœur de l’éventail de divagation du mayo Tsanaga, de Gazawa à Maroua et Bogo, s’étendent des secteurs de dépressions peu prononcées, sortes de playas ou anciens chenaux dans lesquels, en saison des pluies, se décantent les eaux. Il s’agit des karals internes : une accumulation argileuse (montmorillonite) d’origine fluviale, fluvio-lacustre ou palustre qui s’achève en biseau sur le remblai (Brabant et Gavaud, op. cit.). Dans le secteur Dargala-Balaza, sous une couverture de sables récents épaisse de près de 3 m, ces formations recouvrent les sables argileux jaunes du remblai ancien. Les karals s’établissent entre 420 et 375 m au sud de Maroua, du mayo Tsanaga au mayo Boula. À leur surface, les écoulements sont indécis, saisonniers et centrifuges, particulièrement entre Ouro-Laddé, Mogom et Mérem. Au nord, la Tsanaga coule quasiment à fleur de karal, alors qu’au sud, le Boula s’y incise de 6 à 10 m.

Les lits des mayos et les deltas intérieurs

86En atteignant la plaine, les mayos à écoulement spasmodique s’adaptent mal à cette soudaine rupture de pente. L’infiltration s’accroît dans la couverture alluviale et réduit considérablement le nombre et l’importance de leurs affluents. Le réseau hydrographique actuel s’établit donc à la surface d’un remblai qui n’est pas le sien, et de fait n’est pas stabilisé. Lors de leurs divagations, ils ont construit de vastes épandages linéaires ou en éventail, des deltas intérieurs composés d’alluvions sableuses à sablo-argileuses, souvent modelées en une basse terrasse plane directement supérieure aux lits actuels à peine incisés dans ces formations. Les entailles de crue y révèlent des sables argileux à cailloutis, des sables et des argiles sableuses qui ne montrent pas de pente appréciable. Saisonnièrement engorgées ou submergées, ces formations s’argilifient. Des sols profonds à pseudo-gley s’y développent dans certains secteurs, alors qu’ailleurs prédominent les secteurs de lessivage ou les évolutions vertiques. Les argiles sont du type kaolinite ou montmorillonite.

87Dans la plaine de Koza, entre les mayos Ngassawé et Moskota, un tel épandage se développe à pente très faible et sans écoulement de surface. Les mayos dessinent de véritables trains de méandres sur leurs bordures, s’anastomosent, recoupent certains bras, en abandonnent d’autres. Après leur confluence, le Ngassawé emprunte un lit majeur mieux circonscrit sinon mieux calibré, une dépression inondable entre le remblai et le socle subaffleurant à l’est, avant de retrouver de vastes cuvettes d’épandage vers la frontière nigériane à proximité du cordon dunaire.

88Le mayo Kérawa s’attarde sur des épandages, sortes de playas qui s’élargissent à plus de 7 km à l’est de d’Assigachiga, jusqu’à rejoindre les précédents. Entre Gréa et Kordo, des dépressions allongées au NNE témoignent d’anciennes défluviations de ces deux mayos qui ont jadis mêlés leurs eaux et leurs charges.

89C’est dans le Diamaré que ces deltas d’épandage et décantation trouvent toute leur expression. Des trois anciens mayos fonctionnels issus du massif de Mora ne subsiste plus que le Sava qui s’épuise dans une vraie playa, avant de franchir le cordon à Magdémé. Plus au sud, de part et d’autre de Djoundé, deux chapelets de cuvettes de décantation finissent par converger vers la brèche du cordon de Mogonyé, via d’indécis chenaux. Un épandage continu ne se retrouve que plus à l’est avec l’éventail du mayo Mangafé qui jadis collectait les eaux du système précédent, mais en envoyait également vers le delta intérieur du mayo Ranéo par le bras de Mangafé-Djarengol qui se perd vers Petté. C’est que le Mangafé a longtemps cherché un exutoire vers le cordon, à Djaoudé, où il butait sur le pointement du socle, et vers Petté où le Ranéo le repoussait. Le cours du mayo Ranéo est loin d’être stabilisé et, à plusieurs reprises, il a emprunté les lits de son voisin méridional, le Motorsolo. Les dépôts récents des deux cours d’eaux dessinent un gigantesque « bretzel » à la surface des glacis d’épandage et des karals internes.

90Ce système a dû communiquer avec celui du mayo Tsanaga, pièce majeure de l’hydrographie du Diamaré. À partir de Doubbel, il se scinde en plusieurs bras dont l’un rejoint les épandages de la Tsanaga au sud du rocher de Balda, qui a joué un rôle de commandement dans ces défluviations. Pour atteindre la plaine tchadienne, le Motorsolo a entaillé le cordon dunaire sur 7 à 20 m, et a également dû inciser une couverture sableuse sur 5 à 6 m avant de le franchir. Ces difficultés l’ont amené à décrire de très nombreux méandres qui se recoupent et divergent en un véritable delta entre Djibiré et Fadéré.

91Les divagations du mayo Tsanaga commencent dès Katoual où un ancien chenal contourne par le sud l’hosséré Mirjinré, mais les hésitations du lit s’accentuent vers le seuil de Djarengol, entre les hossérés Marouaré et Makabay, vers lequel convergent les mayos Mizao et Kaliao. Les confluences, gênées par les bourrelets alluviaux, s’effectuent difficilement selon un angle aigu, les cours d’eau s’anastomosant alors comme on pénètre dans le delta intérieur. Celui-ci, entre le grand karal, les glacis du massif de Marouaré et le dôme de Djoulgouf, s’épanouit surtout jusqu’à Bogo et atteint 6 km de large. Mais jusqu’à Balaza-Lamido ne s’individualise qu’un unique lit mineur. Vers l’ouest et vers le nord, se succèdent des bras morts, des chenaux abandonnés, des émissaires temporaires par lesquels se vidangent mares et cuvettes saisonnières. Un ancien lit s’identifie encore entre Kongola-Djolao et Balaza-Lamido.

  • 5 Plus que d’anciens lits se succèdent ici des cuvettes et des ox-bowes mollement imprimés à la surf (...)

92Tout se passe comme si, avec le temps, la Tsanaga n’avait cessé de migrer vers le sud. Entre Balaza-Lamido et Bogo, deux autres anciens chenaux s’orientent au nord-est, et rejoignent la cuvette de Madidé qui contourne en V les rochers de Balda, et dans laquelle se déversait la branche méridionale du Motorsolo au franchissement du cordon5. À Guingley, la Tsanaga se divise en deux bras par lesquels il franchit le cordon, ici très émoussé. Le plus méridional, la Tsanaga proprement dit, hésite de méandres en chenaux anastomosés entre la cuvette de Baouli et des chenaux indécis (319 m) parallèles au cordon et qui s’étirent vers le mayo Boula, lequel a édifié le plus bel éventail d’épandage du Diamaré.

93Le mayo Boula, à la hauteur de Salak, recoupe le grand karal de Maroua, et a changé de lit. D’abord attiré par la Tsanaga, il s’en écarte ensuite, car contraint de contourner par le sud le dôme de Djoulgouf. Jusqu’à Dargala, il décrit nombre de méandres qui s’inscrivent de 5 à 6 m dans les remblais sableux ou argileux entre des berges abruptes très sensibles à l’érosion. Puis, il reprend sa direction NE dont les affleurements de socle l’avaient détourné, et construit alors un véritable delta dont la base s’appuie sur le cordon dunaire sur plus de 8 km. Au sud, il s’est jadis déversé dans le mayo Bourlouk qui longe le pied de la grande dune jusqu’à Yagoua où il devient le mayo Danay.

94Dans cette direction, cinq séries de cuvettes parallèles correspondent à autant de lèdes dans lesquelles les eaux se sont faufilées. Il en subsiste des dépressions saisonnièrement inondées: le yayré Kaoun. Vers le nord, c’est un faisceau de cinq lits, dont quatre anciens, qui essaie de percer le cordon, et n’y parvient qu’au gré de la grande lède de Goudoum-Goudoum. Aussi, ce delta intérieur n’est-il qu’un enchevêtrement de playas, chapelets de mares et levées ou bourrelets alluviaux. Une topographie indécise à pente infime (< 1 ‰), entre 340 m à Dargala et 320 au pied de la dune rend possibles de nouvelles défluviations.

95Au total, le matériel est composé de sédiments, surtout des sables fins quartzeux plus ou moins micacés, des limons et des argiles disposés en lentilles ou en couches minces selon l’origine. En arrière des levées de berges, des argiles s’accumulent dans des cuvettes de décantation. Ce modelé de cuvettes alluviales et de levées se poursuit en bordure du Logone, dans la pointe du Bec-de-Canard.

Les pays du sable

  • 6 On retrouve alors le modelé dunaire remanié si commun aux région sahéliennes, du Cayor au pays hau (...)

96À l’est d’une ligne Mindif-Golonghini, l’accumulation de sables éoliens prime sur le remblaiement fluviatile ou fluvio-palustre6. La couverture sableuse déjà présente dans les plaines de Mora et dans le Diamaré sous forme de placage et de dunes isolées se modèle ici en ergs au contact des bas glacis sur le piémont du bombement de Kaélé et des remblais fluvio-palustres de la dépression de Fianga. À l’est, elle s’amincit entre lac de Fianga et Logone.

Les glacis de bordure

97À partir du bombement de Kaélé, le socle s’incline rapidement vers le Logone et, par une série de paliers, atteint 365 m à Yagoua. La couverture sableuse se compose de deux systèmes dunaires d’âge et d’orientation différents qui reposent sur des placages argileux le plus souvent conservés en bordure de la pédiplaine dans une sorte de dépression périphérique encombrée d’accumulations sableuses. Ici, de très bas glacis se développent autour de la cuvette de Guirvidig dans laquelle de larges ondulations sableuses surbaissées alternent avec des dépressions inondables allongées vers le NE, autour de 335 m.

  • 7 Ils sont sablo-argileux, compacts avec des taches ferrugineuses, plus argileux et plus grossiers, (...)

98Ces ondulations correspondent à des placages sableux, souvent des dunes NW-SE, presque entièrement aplanies, entre lesquelles courent des couloirs peu déprimés, d’anciennes lèdes tapissées d’argiles vertiques. Ces glacis portent des sols ferrugineux tropicaux sur les ondulations et lessivés dans les secteurs plats7.

L’erg de Doukoula

99Les placages sableux qui estampillent les bas glacis témoignent de l’extension originelle de l’erg ancien de Doukoula. De cet ensemble très démantelé, organisé en alignements dunaires parallèles au grand cordon, ne subsiste qu’une monotone plaine sableuse simplement accidentée d’ondulations larges de 5 à 6 km qui s’étirent au N 110-N 120° E sur une trentaine de kilomètres entre la cuvette de Guirvidig et le couloir de Fianga. La morphologie de l’ancien erg n’est réellement discernable qu’au sud de Yagoua ; ailleurs, il s’oblitère de constructions dunaires plus récentes. Vraisemblablement étendu jadis à une grande partie de la cuvette tchadienne, cet erg s’ennoie sous des argiles lacustres sur ses bordures, mais surtout disparaît dans les anciennes lèdes sous des remblais de sables fins ruisselés et colmatés par des argiles de décantation plus ou moins limoneuses, peut-être aussi en partie d’origine éolienne. Cette ancienne couverture sableuse aplanie se compose de sables quartzeux homogènes fins (Méd. = 110 à 90 µ), émoussés et ovoïdes à façonnement éolien. Remaniés, ils présentent souvent des courbes granulométriques bimodales. Leur épaisseur varie de 0,6 à plusieurs dizaines de mètres, à Doukoula, leur puissance atteint 29 m et 60 à Bougaya. Des sols ferrugineux tropicaux jaunes plus ou moins lessivés ou argileux, avec taches color-bandings et nodules ferrugineux, occupent le sommet des larges interfluves et, dans les secteurs bas, passent à des sables bariolés à pseudo-gley et nodules carbonatés.

L’erg de Kalfou

100Sur ce placage s’est édifié un autre cortège de dunes, orthogonales aux anciens alignements, soit N 45 à N 60° E. C’est l’erg de Kalfou composé d’une trentaine de cordons longitudinaux, établis entre Mindif et Yagoua, et dont on a rencontré des éléments isolés (Mora-Kossa, Djoundé, Djaoudé-Petté, Makalingay, Kosséwa-Fadaré ou Bogo). Ces dunes isolées en couples ou en petits ergs reposent généralement sur le moyen glacis, ses remblais, et en particulier sur les karals.

101Elles ne s’organisent réellement en erg qu’entre Moulvouday, Doukoula et Yagoua où des dunes de sable roux à rouge s’étirent du nord-est au sud-ouest sur parfois plus de trente kilomètres. Larges de 500 à 750 m, elles dominent de 10 à 15 m au maximum des lèdes étroites. Remaniées par le ruissellement, ces dunes offrent des formes adoucies, des sommets arrondis. Les sables empruntés aux secteurs hauts ont en partie remblayé les lèdes dont certaines deviennent discontinues, comme au nord de Kalfou. Il s’agit d’accumulations éoliennes (entre 10 et 20 m) de sables homogènes très fins à la limite des limons. Vers l’ouest, ces formations s’amincissent en recouvrant les remblais douroumiens et les glacis. Vers l’est, elles semblent passer sous le Grand Cordon et sous les argiles vertiques de la plaine tchadienne. Au centre de l’erg, elles reposent sur des sables argileux fin, bariolés et émoussés, épandages fluviatiles, homologues des remblais douroumiens Au sommet des dunes, des sols anthropiques, des charbons de bois attestent de remaniements qui affectent les 2 m supérieurs et marquent les sables rubéfiés de surface. Ailleurs, les dunes portent essentiellement des sols ferrugineux tropicaux lessivés.

102L’interférence entre les dunes longitudinales de l’erg de Kalfou et celles de l’erg de Doukoula que le premier fossilise en partie, crée un modelé de dépressions à organisations quasi orthogonales, en particulier entre Guidiguis et Doukoula. Les lèdes se morcellent ainsi en cuvettes de décantation en partie remblayées qui connaissent une inondation saisonnière auto-entretenue grâce à leur colmatage par des argiles. Des sols hydromorphes minéraux passent à des vertisols plus ou moins calcimorphes en bordure du couloir de Fianga.

103Dans ces conditions, l’hydrographie de la région est complètement désorganisée ; aucun écoulement ne s’y établit hormis quelques émissaires des cuvettes d’inondations qu’épuisent vite les sables alentour. Les eaux issues de la pédiplaine de Kaélé se perdent dans les lèdes méridionales ou contournent les ergs par le sud, vers Golonghini. Au nord, le mayo Bourlouk se faufile entre les dunes et le Grand Cordon par une dépression allongée qui s’achève vers Yagoua.

Le Bec-de-Canard

104À l’est des ergs, s’inscrit la dépression de Fianga, sorte de couloir de 2 à 10 km de large qui à partir de Dana s’oriente N 20-N 200° E vers le lac de Tikem au Tchad. Trois secteurs s’y individualisent. De Dana à la frontière, un ensemble de chenaux de drainage ou de vidange se dirige vers le lac de Fianga. Le secteur de Dana représente un véritable seuil entre le Logone et le couloir, une sorte de dôme de sables grossiers nappés de 1,5 m d’argiles noires, qui culmine à 324 m. Mais à partir de là les pentes restent faibles et inorganisées ; on est encore à 324 m à Douseye, 4 km plus au sud, et grande est l’indécision des écoulements. Les chenaux de la cuvette finissent par se rassembler en quelques bras qui, depuis quelques années, ne sont plus en eau, et dont la confluence forme le lac de Fianga. Morphologiquement, on retrouve ici le modelé alluvial des épandages terminaux du Diamaré.

105Le lac de Fianga s’est installé sur une ancienne section du Logone comme le laissent penser sa largeur et ses berges taillées dans des argiles sableuses à concrétions calcaires ainsi que les sédiments grossiers du fond de son lit, éléments que l’on retrouve en amont, le long de la rivière actuelle. Mais le relief complexe des berges atteste de l’origine composite de la nappe d’eau, lacustre bien sûr, mais aussi fluviatile et éolienne. Ainsi, la route Dana-Fianga court sur une série de bourrelets de sables fins (83 % entre 50 et 200 µ), anguleux, subanguleux, pédogénisés à léger lustrage fluviatile qui auraient été vannés par le vent dans le lit du lac pendant une période sèche. Ces sables reposent sur des argiles sableuses à concrétions.

106Au nord-est, entre Tsébé, Dana et Moulday, on entre dans un autre domaine, celui des alluvions récentes du Logone. Des chenaux, le plus souvent discontinus, relient les cuvettes développées en arrière du bourrelet de berge de la rivière (330-325 m d’altitude) au couloir de Fianga. Certains sont d’anciens défluents comme celui qui, près de Kalak, rejoint la dépression de Mouri via Pourhana. Se développe alors un secteur de mauvais drainage dont n’émerge que le seuil sableux de Dana-Bangana. La pente infime s’y organise à partir des bourrelets alluviaux que le Logone ronge en berges abruptes et qui, entre Dana et Tsébé, justement s’abaissent à 324-325 m, à l’altitude du couloir de Fianga qui apparaît ainsi comme un déversoir de crue.

107Au sud-est, le Bec-de-Canard est une morne plaine sableuse à placages dunaires conservés entre Noulda et Gouroum. Le remblai sableux est modelé en un bas glacis vers 330 m qui passe sous les vestiges des dunes rouges. Avec les secteurs du mayo Danay, de Fianga, Dana et du Bec-de-Canard, on approche des paysages ouverts des planes immensités tchadiennes.

La cuvette tchadienne

108La cuvette tchadienne commence réellement une fois franchi l’obstacle du cordon dunaire Yagoua-Limani.

Le Grand Cordon dunaire

  • 8 Elle s’aligne NNE-SSW à l’est du lac, de Koro-Toro au lac Fitri, puis s’incurve vers le sud-ouest (...)

109Un méga-système dunaire court du SE au NW, de Yagoua à Limani. Ce cordon participe d’une gigantesque ride dunaire que l’on peut suivre sur les pourtours du lac Tchad sur près de 1000 km, entre les cotes 310 et 320 m8.

110Au Cameroun, la largeur du cordon varie de 0,5 à 4 km, mais il se dédouble souvent en deux voire trois alignements parallèles. Son expression topographique reste faible. Il culmine à 346 m à Balda, 349 à la frontière nigériane, alors que sa base s’établit entre 306 et 310 m. Mais, seul accident de relief au-dessus des playas, karals et remblais, il se voit de loin d’autant plus que le soulignent les buissonnements de Guiera senegalensis. Son profil transversal est en général émoussé et dissymétrique. Il tombe sur les plaines internes par un talus ou par un versant court (130 m) à pente de 8 à 15 %, alors qu’il s’abaisse sur la cuvette tchadienne par une manière de glacis sableux incliné seulement de 3 à 5 %. Localement sa puissance varie de 7 à 20 m. Il s’interrompt aux percées des mayos qui pour en forcer le passage se resserrent parfois à moins de 5 m, et l’incisent jusqu’à son substrat.

  • 9 À Balda, en sommet de dune on rencontre des sables fins bien classés (Méd. = 188 µ, Qdphi = 0,24). (...)

111Ces coupes naturelles révèlent que sa base se compose de sables quartzeux fin et jaunâtres à stratifications entrecroisées et de lits de sables grossiers quartzo-feldspathiques « d’apparence fluviatile » (Brabant et Gavaud, op. cit.). Mais la masse de la dune se compose de sables homogènes de plus en plus fins vers le sommet dont les médianes varient de 800 à 125 µ9. Dans tous les cas, les grains demeurent peu émoussés, et les formes subanguleuses dominent (> 60 %). Aussi, y reconnaît-on peu de ronds-mats, bien que nombreux soient ceux qui portent des traces d’éolisation. Il semble d’ailleurs que le classement et le faciès éolien croissent de la base vers le sommet indubitablement formé de sables dunaires, alors qu’en profondeur les courbes peu redressées ou plurimodales attestent d’apports fluviatiles et de remaniements. Le diamètre des sables s’accroît également lorsqu’on s’éloigne du Logone, au fur et à mesure que l’on se rapproche des deltas intérieurs des mayos et surtout des glacis de piémont des Mandara (Imagawa et Kadomura, 1989).

112Ce cordon camerounais se décompose en trois secteurs aux caractères morphologiques différents. Au sud, entre Yagoua et Goudoum-Goudoum, il est large de près de 2 km et s’oriente au N 110-120° E. C’est réellement une dune massive dont le mayo Danay entaille le pied en gradin. De Goudoum-Goudoum aux rochers de Balda, il s’incurve au N 140-N 160° E et se rompt au passage des mayos Boula, Tsanaga et Motorsolo. Il se divise alors à plusieurs reprises en deux ou trois cordons dunaires toujours reliés par un pédoncule sableux méridional. À Balda, curieusement, il se décale de part et d’autre du pointement rocheux. De Balda à Limani, il retrouve quelque vigueur tombant sur les remblais du Diamaré par des talus d’érosion. Il s’oriente N 130° E, devient discontinu bien qu’il se dédouble encore entre Petté et Djaoudé, puis au nord de Kossa. Il s’appuie alors systématiquement sur les pointements du socle, comme autour de Djaoudé. Les sables qui le composent deviennent plus grossiers comme ils s’enrichissent en minéraux lourds. Le substrat granitoïde n’est jamais très profond, 70 m environ. Le Cordon repose également sur des sables rubéfiés et pédogénisés qui recèlent de l’outillage paléolithique récent ou épipaléolithique, et que l’on peut assimiler à la couverture aplanie de l’erg de Doukoula. Sur ses deux faces, il se prolonge parfois par des épandages sableux. Côté Diamaré, des sables jaunes à pentes de glacis fossilisent les remblais alluviaux par l’intermédiaire de sables homogènes aux caractères voisins de ceux de l’erg de Kalfou, mais qui deviennent plus argileux, évoluent vers une gleyification et renferment des nodules carbonatés. Sur l’autre versant, d’anciennes plages lacustres s’appuient sur lui. Des banquettes discontinues de sables quartzeux grossiers (400 µ < Méd. < 800 µ), larges de 5 km, s’établissent entre 311 et 306 m en s’abaissant sur les plaines tchadiennes par des pentes de glacis (1,3 %) faiblement ondulées.

Les marges internes de la cuvette tchadienne

113À partir du Cordon, on descend tout doucement vers les plaines d’inondation du Logone, par un secteur intermédiaire en grande partie à l’abri de la submersion, une sorte de triangle large de 50 km à Waza, qui se poursuit à l’est jusqu’à Yagoua via Guirvidig.

114Ces marges internes se subdivisent en deux secteurs, l’un, le plus haut entre 320 et 306 m, exondé, et l’autre qui le pénètre par de profondes invaginations dans lesquelles s’avancent les eaux pendant la saison des pluies.

115Au nord, entre Limani, Badaday et Waza, la topographie conserve une certaine énergie à cause de la présence de grandes dunes qui s’étirent au N 65-70° E entre le cordon et Waza, sur près de 13 km pour la plus grande. Larges parfois de plus de 2 km, ce sont les reliques d’un erg organisé parallèlement à celui de Kalfou. Les sables qui les constituent en sont d’ailleurs proches (Méd. = 90 à 125 µ), et composés de grains de quartz émoussés plus ou moins bien triés, car remaniés.

116Vers le sud-est, passées les dunes de Wambatché et Mastafari, cet erg se résout dans des alignements surbaissés qui courent sur 3 à 4 km, voire seulement sur quelques centaines de mètres. Ce revêtement sableux repose sur un remblai épais. À Wambatché, le socle disparaît sous 83 m de sables à passées argileuses qui fossilisent une cuirasse ferrugineuse développée au contact des altérites des granitoïdes, disposition identique à celle reconnue vers Doukoula et Mindif. La présence de cet erg a désorganisé l’hydrographie et aucun écoulement superficiel ne s’observe entre Limani et Djaoudé. Vers Waza, le socle affleure à nouveau avec des reliefs incongrus dans ces paysages (608 m). Trois dômes d’une syénite quartzifère émergent brutalement de la plaine tchadienne. Il s’agit de coupoles à chaos de blocs et dalles d’exfoliation auxquelles succèdent vers l’ouest des affleurements de microsyénites et de trachytes sodi-potassiques, qui semblent représenter les points hauts d’une ring-structure. Les sondages alentour ont en effet révélé que les versants enfouis sous le remblai alluvial portaient des morsures d’érosion vers - 200 m, et une large encoche vers - 300. L’erg voisin paraît s’être ancré en partie sur ces accidents de relief.

117Au centre, entre Petté et Goudoum-Goudoum, les décharges des mayos atteignent la zone inondable par des éventails d’épandage, deltas de diffluence longs de 3 à 10 km. Mais l’essentiel de cette zone haute interne est formée de matériaux fluvio-lacustres dont la « stratigraphie est celle du remblai ancien » (Brabant et Gavaud, op. cit.) : des sables fins en surface sur environ 4 m, puis des sables argileux et des argiles et, en profondeur, vers 14-27 m, un ancien niveau lacustre particulièrement argileux. Le modelé est celui d’une plaine aux pentes indécises (0,2 ‰ à 0,5 ‰), tavelée de petites cuvettes de décantation et à peine ondulée de rides dont l’orientation indique qu’elles correspondent à d’anciennes dunes de l’erg de Kalfou totalement aplanies. Quelques traînées sableuses à sol jaune témoignent de son ancienne extension.

118Entre Alagarno et Guirvidig, sur des sables fins plus ou moins argileux, la plaine ondule discrètement, et l’érosion y crée quelques secteurs de lanières à sols de hardés encadrant des cuvettes de décantation. Les deltas de diffluence des mayos, orientés SW-NE, semblent s’être coulés dans les lèdes de l’erg aplani.

119Au-dessous de 306 m commence la zone inondable quasi plane qui pousse de grands doigts vers le sud-ouest, comme si elle s’était installée alors que l’erg de Kalfou existait encore ici. Les sables sont recouverts par un biseau de matériaux de décantation à évolution vertique, 0,7 à 7 m d’argiles brunes à nodules calcaires qui entre Waza et Ndiguina passent à des vertisols. Des argiles grises recouvrent également des sables fins clairs et à color-bandings, ou des sables fins bariolés.

Les yayrés

120Au-delà, jusqu’au delta du Logone et Chari, s’étendent les plaines d’accumulation des yayrés. C’est le domaine de la platitude, des horizons illimités, de l’indécision des pentes infimes et improbables (0,10-0,16 ‰). En effet, la dénivellation est inférieure à 40 m sur une distance de 380 km au moins, entre la haute plaine interne et les rivages changeants du lac Tchad.

121Le yayré est une gigantesque cuvette de décantation et de remblaiement (460000 ha) plane en son centre, argileuse, durcie et pelée en saison sèche, totalement submergée et transformée en un immense lac lorsque la pluviosité est normale. Ses seuls reliefs sont les tumuli (près de 100) attribués aux populations Saw, anciens occupants de cette véritable Mésopotamie.

122Les dépôts fluvio-lacustres s’y sont entassés sur des épaisseurs considérables, plus de 500 m à Logone-Birni, avec des alternances de niveaux argileux franchement lacustres et de strates grossières sableuses d’origine fluviale. En surface, le yayré se feutre d’argiles noires palustres qui passent latéralement à des sables grossiers dans les anciens chenaux d’écoulements ou cônes d’épandages. Ces argiles noires s’étalent sans discontinuité majeure entre 310 et 292 m sur près de 200 km, des plages jouxtant le cordon dunaire aux marges du delta du Logone-Chari. Elles évoluent en vertisols hydromorphes sous l’effet de la longue inondation saisonnière, et la décantation actuelle poursuit à leur surface un processus engagé depuis un certain temps car l’épaisseur de ces formations atteint parfois 7 m. Au-dessous, viennent ensuite des sables francs qui fossilisent une autre séquence d’argiles lacustres vers 50 m de profondeur. On comprend dès lors que cette répétition de niveaux argileux empêche l’infiltration des eaux de pluies dans la cuvette.

123L’inondation du yayré est complexe. Avec les premières pluies, les argiles gonflent, les fentes de dessiccation disparaissent, la cuvette devient imperméable. Des marais commencent à se former dans les bas-fonds. Les mares s’emplissent. Au mois d’août, si la pluviosité est suffisante, l’inondation peut alors débuter, entretenue par les décharges des mayos du Diamaré. Mais la grande inondation survient avec les déversements du Logone de la mi-septembre à la fin octobre. Le yayré disparaît alors sous 0,7 à 1,2 m d’eau pour 3 ou 4 mois. Ainsi la crue principale de l’El Beïd, son principal émissaire ne survient-elle qu’en janvier (300 m3. s-1 en 1955), alors que dès décembre les marges et les secteurs méridionaux commencent à s’exonder.

124La grande plaine d’inondation du centre dite « Grand Yayré » se comporte comme un piège pour les eaux. Faiblement déprimée, elle est fermée par les constructions alluviales du Logone à l’est, au sud par les glacis et plages précédant le Grand Cordon, et au nord vers le lac Tchad, par un relèvement du terrain redevable à l’ancien erg de Kalfou. Celui-ci semble donc avoir couvert tout le secteur et, postérieurement à son aplanissement, aurait été enfoui sous les argiles de décantation, et à faible profondeur comme le laisse supposer l’organisation en baïonnette du réseau hydrographique.

125L’écoulement des eaux est ici problématique. Dans le yayré de Waza, aucun axe ne se dégage nettement. Les chenaux de vidanges, discontinus, non hiérarchisés s’étirent sans orientation précise, sauf le bas-fond de Mandouré qui se déboîte en sections SW et NS. Plus au nord, se dessine une ébauche de réseau avec les chenaux qui s’écoulent vers le nord-ouest (N 130° E), et rejoignent difficilement la Kalia sur la frontière en décrivant des coudes, souvent orthogonaux. Ces différents chenaux sont d’anciens lits de divagation du Logone. À la latitude de Logone-Birni, la topographie de cuvette s’accentue avec le relèvement de l’altitude aux marges du delta du Logone et Chari. Les chenaux s’étirent alors du nord au sud. Au centre de la dépression, ces chenaux sont alimentés à la fois par les eaux venues des régions méridionales et par celles issues du nord. Même les anciens défluents du Logone ont un tracé méridien. À la frontière du Nigeria, la Kalia se traîne vers le lac qu’elle atteint par l’intermédiaire de l’El Beïd.

126Ces héritages de réseau hydrographique sont oblitérés par un important colmatage argileux, cloisonnés par d’anciens bourrelets de berge, ce qui freine le déplacement des eaux. Les tronçons de lit, de chenaux de vidange (les boutas) ne connaissent que des écoulements d’une extrême lenteur en période de retrait de l’inondation, d’autant plus que la végétation hygrophile ou aquatique les colonise (Oriza, Nymphaea, Echinochloa).

Les rives du Logone

127À Yagoua, il reste encore au Logone près de 400 km à parcourir avant d’atteindre le lac Tchad. Sa pente moyenne est inférieure à 0,1 ‰, mais loin d’être uniforme, son lit se décompose en deux grandes sections aux caractères différents.

Le secteur amont, de Yagoua à Gamsaye

128De Yagoua à Gamsaye, sur près de 90 km, le Logone s’établit sur un cône alluvial coincé entre les anciennes accumulations deltaïques du Chari et les sables de Kalfou. De ce fait, la pente demeure encore notable (0,17 à 0,21 ‰), et malgré le laminage provoqué par les déversements vers les lacs du pays tupuri, en hautes eaux son chenal contient difficilement des écoulements violents. En crue, il submerge fréquemment ses bourrelets de berge qu’il franchit au gré d’ensellements, ou par des brèches.

  • 10 Ces berges et leur bourrelet sont moins élevés rive gauche que rive tchadienne : leur altitude s’é (...)

129Le chenal principal du lit mineur est mal calibré bien qu’il ne s’anastomose plus en aval de Tsébé. Il se resserre à moins de 500 m à Marakaye et surtout en aval de Gamsaye, alors qu’à Bongor, il s’étale sur près de 4 km. Le lit mineur s’établit au-dessus des plaines d’inondation, peu à peu surélevé par l’alluvionnement incessant. En étiage, des berges argilo-sableuses le dominent de 4 à 5 m et tombent sur des levées fixées par la végétation qui les séparent des bancs de sables vifs entre lesquels sinuent les filets d’eau. De bas en haut ces berges révèlent des sédiments argilo-sableux cohérents riches en nodules carbonatés et ferrugineux, puis des limons ou des argiles limoneuses plus ou moins pédogénisées10. Au total, le chenal est stable et les berges évoluent peu.

130Pour développer la riziculture, depuis plus d’une trentaine d’années, on a encadré le lit de digues, rive tchadienne d’abord, camerounaise ensuite, de Zoulla à Dougui, puis récemment du sud de Pouss à Tékélé. Les écoulements en ont été modifiés en supprimant les déversements. Le niveau des eaux en crue s’est élevé de 30 à 50 cm à Bongor, et encore d’une dizaine à Katoa. Leur violence s’est accrue, l’érosion des berges également. Les prises d’eau de Djafga, de Katoa, et de la brèche d’Araynaba, aux fins de l’extension des périmètres irrigués et de l’alimentation de la retenue de Maga, peuvent remédier en partie à ce problème. Ces déversements se sont accompagnés de défluviations qui ont façonné des lits de première grandeur. Les mayos Danay et Guerléo traduisent les difficultés qu’éprouve le Logone à franchir le seuil topographique de Bongor.

Le mayo Danay

131Ce mayo est en fait plus un cul de sac vite empli par la crue qu’un réel axe d’écoulement qui fonctionne en affluent lorsque baissent les eaux. La section entre Yagoua et Diguessi conservait il y a peu de l’eau pendant plusieurs mois. Entre Yagoua et Tsébé, il incise les sables de Kalfou et les remblais alluviaux sur 4 à 5 m, mais son lit se resserre à 300-400 m entre des berges abruptes. Vers l’ouest, il s’évase sur plus de 2 km comme son fond plat devient marécageux entre des rives qu’au sud il a fallu consolider par des digues.

Le mayo Guerléo

  • 11 La mise en eau de la retenue de Maga depuis 1977 a ennoyé ce système.

132Ce mayo est lui aussi un ancien lit du Logone. Il naît directement au nord du cordon dunaire et entaille d’abord la plage sableuse qui le précède. Il s’ouvre sur le Logone par un entonnoir marécageux large de 6 km, puis sinue sur un fond plat remblayé d’argiles finement sableuses souvent interstratifiées avec des niveaux limoneux. Curieusement la largeur du lit s’amoindrit en s’éloignant du Logone et se rétrécit parfois à moins de 200 m, toujours entre des berges abruptes. La rivière a tenté par là de rejoindre directement le Grand Yayré via le yayré Guerléo, et peut-être le lac Tchad par un cours parallèle au Komarka et au Djégouta, permanence des écoulements SE-NW. Il s’est peut-être poursuivi au nord de Gamsaye par la Logomatya à laquelle d’anciens chenaux semblent le relier entre Pouss et Alvakay. Actuellement le Guerléo s’achève à Maoyak entre des berges abruptes dessinant un T d’où les eaux débordent vers le yayré. Le lit à été obturé, repoussé vers le nord par les épandages alluviaux du mayo Boula et du Tsanaga. Dans ce secteur d’indécision il a épandu des sables argileux fins et des argiles sableuses. Le long des berges, les bourrelets sont étroits et bas (400 x 2 m) et légèrement asymétriques. Malgré la dégénérescence de son chenal, en hivernage, le Guerléo reçoit encore des eaux du Logone qui s’y déversent en nappes, et collecte également celles des mayos Ouitah et Mordoye. Il apporte ainsi des eaux au yayré ; en 1955, on y a mesuré un débit de 306 m3. s-1. Il fonctionne également comme un drain avec la décrue et se tarit en saison sèche11.

Le Logone aval, de Gamsaye à Kousseri

133De Gamsaye à son confluent avec le Chari, à Kousseri, le Logone doit encore parcourir plus de 120 km. La pente tombe à 0,08 ‰ en aval de Logone-Gana. Aussi, les écoulements restent-ils indécis et les défluviations abondent, en particulier jusqu’à Logone-Birni : une hydrographie anarchique (FRITSCH, 1970). Des bourrelets de berges discrets contiennent mal les eaux qui se divisent en trois lits principaux : Logomatya, Loromé-Mazera et Logone proprement dit.

La Logomatya

134La Logomatya naît des déversements de crue en nappe qui s’échappent par la brèche de l’Araynaba. Ancien cours du Guerléo, ou jadis bras du Logone, en saison sèche, ce n’est plus qu’un chapelet de mares sur un bas-fond inscrit entre des berges abruptes. En août, les déversements du Logone la transforment en un cours d’eau qui s’organise en sections rectilignes N 150° E déboîtées en échelons par des coudes brutaux. Elle évacue alors 60 m3. s-1. Mais, à partir de Ngodeni, la pente devient trop faible, et le remblai alluvial oblitère son cours. Une vaste zone d’indécision se développe jusqu’à Hinalé, et la Logomatya, qui devait jadis alimenter le système Komarka-Ndékéya, décrit une soudaine épingle à cheveux bien inscrite dans les sédiments argilo-sableux et se détourne vers l’est pour rejoindre le Logone. Trois petits chenaux saisonniers continuent à assurer d’épisodiques jonctions avec les yayrés d’Hinalé et du Ndékéya.

135En aval, jusqu’à Logone-Birni, des sections de lits plus ou moins marquées, attestent de la permanence des défluviations type Logomatya sur la rive gauche. Ce système montre qu’entre les lits SE-NW de la Djégouta, de la Komarka et sa position actuelle, le Logone à partir de la brèche d’Araynaba a balayé le yayré avant de confluer avec le Chari. On notera l’abondance des tronçons de lits orientés SE-NW.

Le Loromé

136Le Loromé, ou chenal central, est d’une tout autre ampleur. Entre Lahay et Kotofa, il déroule de faux méandres dans un lit apparent bien calibré et large de 2 km à Mazera. La pente de son chenal est indigente (0,002 ‰). Certaines sections rectilignes, entre des coudes très marqués, s’alignent parfaitement avec les portions du cours de la Logomatya orientées N 160° E, parallèlement au Logone entre Kazéré et Karaska, et à ses affluents de rive droite, Oulamonga et Koulambou, indice d’un guidage tectonique au travers du remblai.

137Cet axe de drainage, le plus large, n’évacue toutefois que moins de 30 % des eaux du Logone. Elles y abandonnent des levées sableuses que la faiblesse de la pente ne leur permet plus de mobiliser. Les courants de crue sont ici en effet particulièrement faibles. En guise de compensation, les eaux sapent latéralement les berges et calibrent le lit mineur en fonction des besoins d’évacuation des crues. Mais l’alluvionnement sableux l’emporte sur les processus érosifs. Une remontée du socle sous les alluvions dans la région de Davagan pourrait expliquer la dégénérescence de ce chenal, dont l’alimentation est en outre amputée des eaux qui se déversent rive droite du Logone à hauteur de Lahay.

Le Mandjour ou Wadday

138Ces déversements ont récemment permis la création du bras de Mandjour par lequel s’évacue l’essentiel des eaux du Logone actuel. Ce chenal n’est pas encore calibré. Il n’est que le dernier avatar du Logone dans les yayrés de rive droite, en contrebas des alluvions du Chari. D’autres bras parallèles attestent d’anciennes divagations des eaux. Le Mandjour n’est donc qu’une étroite incision dans les argiles qui s’anastomose autour de l’île de Gala, ou entourait celle d’Alaoutem. Son tracé n’est pas encore fixé, et des ox-bowes le jalonnent. Il décrit des méandres au long de sections déboîtées par des coudes brutaux, et qui s’orientent au NE, mais plus souvent, courent au NW. Il rejoint de la sorte le lit unique du Logone à Kotofa. En aval de cette bourgade, les écoulements se concentrent à nouveau et retrouvent une certaine ampleur, car ils s’enflent des eaux rétrocédées par les yayrés de rive droite et de celles fournies par les cours d’eau établis sur le cône alluvial du Chari.

139L’Oulamonga collecte ainsi les eaux des yayrés rassemblées dans d’anciens lits méridiens du Logone. La Koulambou, à Logone-Gana, apporte les eaux d’anciens lits du Chari. Au même endroit, la Loumia, également ancien chenal du fleuve, entretient des communications entre les deux grands organismes. Ces affluents convergent paradoxalement vers un bief très resserré du Logone, et pour y parvenir, la Koulambou doit entailler le remblai du yayré. Nous atteignons ici le secteur des anciens deltas du Chari où les héritages morphologiques, levées et bourrelets même de faible ampleur, représentent souvent des obstacles majeurs aux écoulements dans ces secteurs de pentes infimes. Aussi les apports du Chari via la Loumia restent-ils exceptionnels, et la Koulambou ne fournit que des eaux limpides décantées dans le peigne végétal du yayré, même si son débit de crue peut dépasser celui du Logone. De la sorte, à Logone-Gana, le Logone retrouve son module de Gamsaye, mais devient plus irrégulier selon l’abondance de ces apports de rive droite.

  • 12 Pour partie d’origine anthropique, sur une semelle d’argiles sableuses cohérentes, on y rencontre (...)

140À partir du confluent, le Logone emprunte un lit bien calibré dans lequel un chenal d’étiage méandre largement sur un fond sableux ou entre des éléments d’une basse terrasse limono-sableuse. Il s’incise alors progressivement dans les remblais alluviaux anciens. Rive gauche, les berges dominent les basses eaux de 5 m à Logone-Birni et de 8 à 10 m de Goulfey à Kousseri12. La rivière a également édifié rive gauche de grands bourrelets de berge composés de matériaux argilo-sableux ou limoneux dans les brèches desquels naissent des cônes de diffluence étalés parfois sur 10 à 12 km vers le nord-ouest. Cet encaissement semble lié au fait que le Logone traverse les anciens deltas du Chari, mais peut-être aussi, aux inégalités du toit du socle qui se relève en aval de Logone-Birni, bref à la présence d’un seuil profond que masque plus ou moins la couverture alluviale, comme à Bongor-Yagoua, Gamsaye et Logone-Gana. Ainsi, à partir de Ngodeni-Hinalé, la rivière semble avoir jadis édifié un large delta ou un vaste éventail de diffluence, actuellement enfoui sous le remblai des yayrés. À Kousseri, le Logone, à sa confluence en bec avec le Chari, entre alors dans le secteur des deltas récents. Il écoule autant d’eau qu’à Logone-Birni, mais la crue est tardive, survient le plus souvent en novembre et se propage fort lentement vers l’aval, en fonction de l’occurrence des apports de la Koulambou. La pente ne dépasse plus 0,05 ‰.

Les deltas

141En aval de Kousseri, les eaux réunies du Logone et du Chari s’écoulent sur les constructions alluviales du troisième delta du Chari qui s’abaisse de 295 à 287 m, jusqu’au lac Tchad. Ce delta correspond à un remblai fluvio-deltaïque remaniant d’anciens sables éoliens pendant une période transgressive du lac intervenue entre 3500 et 3000 BP (Nigéro-tchadien VII de Servant, 1983 ; Maley, 1981 ; Durand et Mathieu, 1980). Cette construction représente la partie supérieure d’une série de deltas emboîtés reconnue par Pias (1970) et n’est plus que partiellement fonctionnelle. Le Chari y canalise la plupart des écoulements dans un lit bien calibré qui décrit des méandres libres.

142Au sud, s’étend un mode complexe de karals à nodules carbonatés oblitérés par des dépôts sableux, cônes de diffluence, bourrelets de berges et levées de crue. De ce fait, l’inondation n’est plus aussi totale que dans les yayrés. Sur ce secteur méridional, le Chari, il y a peu, divaguait et de ses tribulations subsistent deux défluents, l’El Beïd à l’ouest et le Serbéwel au centre, toujours en eau lorsque la pluviosité est normale.

L’El Beïd

143Ce défluent né à Kousseri, n’apporte que peu d’eaux au lac, surtout celles qui proviennent de la vidange du Grand Yayré, via la Kalia. Et encore s’écoulent-elles fort lentement dans un chenal encombré.

Le Serbéwel

144Ce cours est de formation plus récente. Il affecte un tracé en baïonnette dans le prolongement de la section du Chari qui borde la réserve forestière de la Kalamaloué, et atteint le lac par la péninsule de Makari qu’il a édifiée. Il abandonne pour ce faire son cours plus méridional, le Ouachem. Son lit, bien incisé, étroit, n’évacue que de faibles quantités d’eau. Les écoulements sont éparpillés en une multitude de petits chenaux, partant et revenant au fleuve, ou se traînant de mare en mare avant d’aboutir au lac dans une topographie fort cloisonnée. Tout se passe comme si le delta du Chari oblitérait ici les écoulements en provenance de l’amont.

Le Taf-Taf

145Le Taf-Taf qui naît dans la rive concave du méandre de Kobro est un bras mineur du delta fonctionnel du fleuve. Après avoir péniblement traversé des étendues sableuses, il s’évanouit dans la végétation herbacée des rives du lac.

146Au nord de Woulki, Chari et Serbéwel traversent une plaine sableuse en grande partie exondée entre 280 et 285 m. Il s’agit d’une ancienne plage modelée pendant la transgression du Nigéro-tchadien VII (290 m) sur laquelle ont été étalés des sables fins qui à Makari atteignent une puissance de plus de 3 m. Ces formations plus ou moins argileuses et micacées recouvrent des lits d’argiles de décantation.

  • 13 Il se compose de sables fins bruns à gris clair, quartzeux et bien triés (Hé = 0,36, Méd. = 120 µ) (...)

147En bordure du lac, la plaine semble se relever et passe à un cordon littoral qui entre 290 et 287 m s’étire de manière continue de Abassouni à Massaki à l’ouest du Chari, en bordure du rivage actuel, avant de se morceler en dunes arasées vers l’est, comme il s’incurve vers l’intérieur des terres. Large de 800 m, il repose sur les argiles et limons du delta fossile, et surplombe le lac de 5 à 10 m13. Ce sont de vieux matériaux éolisés, étalés sur la plage lacustre, puis remobilisés par le vent.

Le Tchad camerounais

148À partir de là commence l’emprise du delta fonctionnel, d’extension fort réduite par rapport aux épandages anciens. Le Chari et ses principaux défluents poussent des diverticules vers le lac. La rive camerounaise correspond au delta sous-lacustre fonctionnel du Chari et à un secteur de haut-fond adjacent.

149À la fin des années 1980, le fleuve affichait une nette tendance à la progradation. Il a gagné environ 10 km sur le lac depuis 1962. En revanche, Serbéwel, Taf-Taf, et El Beïd n’alluvionnent plus. À leurs bouches, au pied du cordon lacustre et au niveau du lac qui d’ordinaire se tient entre 282-283 m jusqu’en 1973, se développaient d’étroites plages lacustres qui ourlaient également les rivages méridionaux et orientaux de l’île de Karéna. Le tracé du rivage du lac, en dehors des parages des bouches du Chari en trahissait l’origine : la submersion d’un modelé d’erg NW-SE dont les reliques constituent au Tchad, l’Archipel et dont la grande île représente un vestige aplani. Mais le secteur abonde surtout en vasières, en marais où se décantent les eaux, s’accumulent les argiles et pourrissent les végétaux. Car, avant d’atteindre les eaux libres depuis la rive camerounaise, on devait traverser un secteur amphibie dans lequel les vestiges de ces dunes, plus ou moins arasées et ennoyées sous quelques décimètres d’eaux (3 à 4 m près du delta), fixent une dense végétation aquatique fortement enracinée de roseaux, papyrus et ambatch (Aeschynomene elaphroxylon) émergeant en « îlots-bancs » aux formes changeantes. Les roseaux qui s’élèvent à plus de 2 m barrent souvent l’accès à l’eau libre. Au-delà des herbiers, les papyrus peuvent former des îles flottantes de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres de long.

L’origine des reliefs

150Ainsi, les paysages de l’Extrême-Nord opposent à très courte distance un secteur de comblement alluvial fluvio-lacustre à un domaine montagneux minéral car décapé de ses formations superficielles. Pédiments et glacis assurent la transition entre les deux, comme ils ont jadis autorisé le transit des matériaux des reliefs de commandement vers la cuvette du Tchad. Reste que, dans les Mandara s’étagent plateaux et bourrelets montagneux comme à leur pied s’emboîtent pédiments, glacis et terrasses.

L’étagement du relief : explications classiques

151Depuis Ségalen (1967), on considère que les Mandara représentent un ensemble de relief résiduel, dérivant d’une vieille surface d’aplanissement antérieure au Tertiaire. Dans cette optique, la topographie du plateau Kapsiki, entre 800 et 1000 m, serait contemporaine des surfaces d’érosion bien développées autour de Meiganga (versant sud de l’Adamaoua) et en pays bamun (Ouest-Cameroun) aux alentours de 1000 m, et datées du Crétacé (surface post-Gondwana).

152Les plateaux établis plus bas en dériveraient par développement de vagues d’érosion ultérieures, à la suite de variations des niveaux de base régionaux que représentent les cuvettes de la Bénoué et du Tchad (surface Africaine I de la première moitié du Tertiaire). Le pourtour du massif appartiendrait au relief intermédiaire décrit un peu partout en Afrique de l’Ouest. Mais considérant l’altitude des reliques de cuirasses ferrugineuses observées sur les glacis du Diamaré et de la pédiplaine de Kaélé, Ségalen pense que ces formes dérivent d’un décapage et d’un déblaiement de la surface Africaine II à la fin du Cénozoïque, actions menées principalement par la reprise d’érosion consécutive de l’encaissement de la Bénoué dans les grès de la cuvette de Garoua et la capture des mayos Louti, Oulo, Kebbi, etc. La différence d’altitude entre le fossé de la Bénoué (186 m) et la cuvette tchadienne (283 m) poserait le problème de la capture des tributaires du Tchad par le réseau du Niger.

153 Morin (1979) distingue une surface culminante des Mandara au-dessus de 900 m et une surface inférieure (500-900 m) qui dominent la pédiplaine de Kaélé, les pédiments et glacis de piémont, et par delà la dépression tchadienne. En fait, l’étagement des niveaux topographiques et des ensembles de relief dans la province de l’Extrême-Nord ne ressort pas directement ou exclusivement de la succession de vagues d’érosion depuis la lointaine partition du continent de Gondwana. L’instabilité chronique du socle depuis l’orogénèse panafricaine, et surtout depuis le Crétacé, n’a pas permis à l’érosion de réaliser ici de vastes aplanissements généralisés. Seuls se sont façonnés des surfaces locales en fonction de niveaux de base particuliers (Morin, 1989). Ces reprises d’érosion s’appliquent à un substrat topographiquement très diversifié et très altéré, et, avant tout différentielles, elles ont aboutit à la mise en valeur des indications tectoniques et des contrastes lithologiques, plus qu’elles n’ont tendu vers une réduction des reliefs. Les vieilles structures, les vieux accidents précambriens dont certains, réactivés à plusieurs reprises fonctionnent encore, guident donc en grande partie l’organisation du relief.

Topographie et disposition des roches

154Le socle de la province se compose de roches précambriennes très diverses qui vont des quartzites et schistes aux granites en passant par les gneiss et anatexites. Deux facteurs semblent intervenir dans la répartition des reliefs actuels, les contrastes lithologiques et la disposition structurale originelle de ces roches.

155En effet, ce substrat conserve les structures héritées de vieux plissements et de plusieurs phases de granitisation. Les roches les moins métamorphisées prennent la région en écharpe de Mboursou à l’hosséré Mogazang. Originellement il s’agit de séries volcano-sédimentaires déposées il y a 1,1.103 Ma dans un étroit et profond sillon océanique orienté N 10° E. Ces roches métamorphisées ultérieurement entre 650 et 570 Ma se composent de schistes chloriteux, de quartzites et de cipolins autour de Mboursou. Vers Maroua, elles sont plus massives lorsque leur origine est volcanique (andésites, dacites, rhyo-dacites et brèches dacitiques), plus orientées lorsqu'elles dérivent de séries détritiques (schistes tuffacés à fragments de vulcanites, anciennes cinérites, quartzites sériciteux). Les pendages sont parfois très redressés. L’érosion différentielle en a déchaussé les bancs les plus résistants, comme les barres quartzitiques de Gaviang et Mouda. Les inselgebirges autour de Marouaré et de Makabay sont ainsi taillés dans les termes les plus massifs de la série-volcano-sédimentaire, alors qu’au sud, les schistes, tufs et cinérites ont été aplanis. Au nord, les soapstones de Matfay apparaissent seulement en boutonnière à travers les alluvions du Diamaré.

156Ces roches peu métamorphisées reposent sur des migmatites, fréquemment des gneiss cataclastiques et à amphiboles, proches des mylonites (Morin, 1989). Dans la région de Kaélé, le contact s’effectue par un conglomérat de base (Contri, 1975) à galets de socle roulés repris dans un ciment de gneiss à biotite et amphibole. Le bombement de Kaélé existait déjà au Précambrien moyen en bordure du sillon de Mboursou-Maroua. Les granitisations ultérieures qu’il a subies n’ont pu que conforter sa position topographique.

157Les gneiss cataclastiques sur lesquels reposent les formations de Maroua ont été migmatisés après le dépôt de celles-ci et ont achevé de s’élaborer lors de l’orogénèse panafricaine (700-570 Ma) qui vit la mise en place de chaînes montagneuses de collision au cœur de la « zone mobile camerounaise ». Les efforts furent intenses et s’accompagnèrent de la montée de plutons granitiques ainsi que d’une importante phase de migmatisation. Comme résultat, on constate que le socle s’organise en grands linéaments subméridiens, N 10, N 20° E, avec de brusques virgations au NE ou à l’est. Ainsi se succèdent antiformes et synformes en fonction desquelles se répartissent les différents types de roches. Les granites porphyroïdes tardifs du Panafricain affleurent souvent en position apicale ainsi que les granites calco-alcalins syntectoniques ou les granites d’anatexie. Dans les synformes au contraire s’étalent plus largement les gneiss, les anatexites et quelques reliques quartzitiques.

158Persistance des anciennes structures, ces anticlinorii granitiques restent plutôt en relief alors que les synformes migmatitiques occupent souvent des régions basses. Ainsi, à l’ouest, le plateau de Bourah-Guili correspond assez exactement à l’affleurement de granites à biotite recoupés au sud de filons de microgranites. Le bourrelet montagneux occidental au nord de Roumzou se compose lui, de granites calco-alcalins hétérogènes à biotite.

159La coïncidence hauts reliefs et granites n’est toutefois pas totale. Le plateau de Bourah est déprimé par rapport au bourrelet Kapsiki. Dans ce cas, les granites sous-tendent des formes anticlinales, ils affleurent en une large amande entre Sir et Liri, en partie masquée par les basaltes de couverture (hosséré Ramanda). De même, dans le massif de Doumo, autour de Maboudji, de petits pointements basaltiques s’associent à cette position faîtière. À l’est dans la synforme contiguë, affleurent des anatexites au fond de la vallée du mayo Diksa lardée de filons de microgranites, et surtout une amande de quartzite à l’est de Liri. Plus au nord, vers Kriwi, des lambeaux de gneiss sont conservés dans une position identique. Mais, le fait intéressant est de constater que vers Magoumaz, la haute vallée du mayo Moskota, encaissée de près de 700 m, correspond exactement à une gouttière synclinale à fond d’anatexites séparant le bourrelet montagnard occidental de la chaîne des monts Oupay et Ziver modelés également dans des granites concordants hétérogènes à biotite et muscovite. Plus à l’est, l’ensemble du bourrelet externe s’étire au N 20° E, dans les granites concordants pour le massif Matakam, mais surtout de Mora à Tala-Zoulgo dans des granites calco-alcalins discordants, puis, au sud de Douroum dans les granites concordants à nouveau.

160Il s’interrompt de Douroum à Hina-Marbak comme affleurent gneiss et quartzites, ces derniers légèrement en relief et prolongeant le plateau au-dessus des glacis qui conduisent aux vallées des mayos Zouvoul et Larbak. Dans le cas de cet ensemble, l’extension des affleurements granitiques en antiforme dépasse largement celle des reliefs montagneux, en particulier dans les massifs Mofou. Entre le bourrelet montagnard et Maroua, le relief continue à s’organiser selon la disposition des vieux plissements panafricains. Ainsi, au sud, le massif de Mousgoy s’élève-t-il au faîte d’une antiforme granitique qui prolonge celle de Hina-Marbak - Douroum.

161Plus au nord, les alluvions des glacis de piémont masquent en partie les alignements structuraux, et le plus souvent n’affleurent que les sommets d’antiformes granitiques sur lesquels systématiquement se localisent les inselbergs et inselgebirges bordiers des Mandara : Mémé, Molkoa, Dougour, (granites), Gouaza (granites et anatexites), Loulou (granites porphyroïdes discordants). Le relief actuel ne représente qu’une faible partie de la masse rocheuse originelle qui affleure en dôme surbaissé émergeant à peine de ses altérites. Cette organisation se rencontre à l’est du système volcano-sédimentaire de Maroua avec le dôme de Djoulgouf qui ne s’exprime que de 30 à 40 m au-dessus de la couverture alluviale. Même disposition autour de Mindif dont la Dent surplombe une coupole syénitique. Enfin, au sud, sur la pédiplaine de Kaélé, les roches s’alignent en bandes parallèles orientées N 20° E dans lesquelles alternent des gneiss à amphiboles, des amphibolites, des quartzo-diorites, ainsi que des granites concordants et discordants. Nombre d’inselbergs correspondent ici à des pointements de granite à muscovite ou calco-alcalins discordants (hossérés Gadas, Lara, Moumour, Midjivin, etc.).

162La correspondance entre anticlinorii de granites et d’anatexites et relief est donc globalement vérifiée. Trois facteurs interviennent en dehors de la rémanence des vieux plissements précambriens : la lithologie (texture, structure et paragénèse), la présence de complexes anorogéniques et de structures circulaires dans le socle, et enfin les accidents tectoniques cassants.

Relief et lithologie

163Comme ailleurs au Cameroun (Morin, 1989), les granites porphyroïdes leucocrates arment les plus beaux reliefs, et surtout s’organisent en gigantesques chaos de boules dans les massifs de Mora, Mada, Zoulgo, Loulou, Gamboura, Téléki, etc. Dans ceux de Mada et Zoulgo, ils constituent des panneaux à enclaves d’anatexites. Dans le Téléki, ils dressent des reliefs déchiquetés et ruiniformes. Les versants disparaissent sous les boules de roche saine, ou s’accidentent de replats à arènes conservées ou de dalles rocheuses nues. Le plus souvent, la surface des affleurements est granuleuse, et un fort pitting y met en valeur les phénocristaux de microcline. Ces granites sont toujours nettement circonscrits, parfois discordants, et appartiennent à une phase tardive de l’orogénèse panafricaine. Ils s’inclinent en général de 20 à 40 % sur les migmatites environnantes. Leur morphologie est « gigantesque » (Dumort et Péronné, 1969), massifs à pentes raides, éboulis, boules de grandes dimensions, croupes planes, voire déprimées ceintes de remparts cyclopéens, émergeant d’arènes claires et grossières.

164Les granites calco-alcalins concordants les plus répandus, à biotite et à sphène, arment les ensembles montagneux de Tala-Zoulgo, Mémé-Gouaza, Molkoa, Mékéri, Dougour, Mogoudi, Hina-Vindé, et les massifs de Mousgoy, Gadala, Midjivin et Boboyo. Les autres types de granite se débitent en boules de plus petites dimensions, mais souvent, ils passent localement à des textures porphyroïdes, gros cristaux de microclines pour le batholite de Bourah, franchement porphyroïde pour le stock de Hina-Mandja intrusif dans les quartzites environnants soutenant des castle kopjes. En effet, souvent équants, à grains moyens voire orientés (Mindjil), à biotite, muscovite ou à grenat, ces roches se résolvent en blocs irréguliers, parfois altérés superficiellement en croûte de pain comme dans le massif de Lara.

165À l’inverse, les gneiss affleurent surtout sur la bordure sud-orientale des Mandara, sur les plateaux internes ainsi que sur la pédiplaine de Kaélé, dans des secteurs ayant subi une forte érosion aréolaire. Plus faiblement migmatisés, ils sont en outre fréquemment cataclastiques, surtout lorsqu’ils appartiennent au cortège des gneiss à amphiboles qui conduit aux mylonites (Morin, 1989). Leur altération donne peu de boules car foliation et schistosité, plissotements et injections de feldspaths y entravent la régularité de la fissuration de détente. Autour de Kaélé, des filons diffus de pegmatites, microgranites, aplites et quartz, les parcourent. Près de Mouda, des leptynites et des quartzites arment les petits reliefs de la région de Gazad. Ainsi gneiss à amphiboles et quartzites, souvent associés, sous-tendent des reliefs longilignes relativement bien exprimés aux sommets émoussés et dont les versants s’encombrent de blocs (Liri, Gazawa). Ces roches affleurent toujours avec de forts pendages (40 à 50°) en concordance avec le style isoclinal des vieux plis précambriens.

166Les anatexites et granites d’anatexie offrent des structures et des textures très variables à courte distance, et l’on y passe fréquemment sans solution de continuité des gneiss aux granites. Aussi leur morphologie est celle des reliefs granitiques, mais à chaos de boules de plus petite taille, plus irréguliers et plus rares. Souvent disposés à la charnière des antiformes, les granites d’anatexie offrent des modelés comparables.

167On constate donc une assez bonne correspondance entre localisation des reliefs et noyaux granitiques affleurant au cœur des antiformes panafricaines à courbure plus ou moins prononcée. Dans le détail, cette coïncidence s’explique, même lorsque, comme sur le dôme de Djoulgouf ou autour des inselbergs du secteur Méri-Maroua ou encore aux environs de ceux de Moutouroua, une partie des granites et anatexites ont été arasés. Dans le dernier cas, les bornhardts correspondent à des pointements d’une syénite tardive à caractère monzonitique.

Plutonisme et volcanisme

Les structures circulaires

168L’étude morphologique et l’analyse de l’imagerie satellitaire révèlent la présence d’organisations annulaires ou circulaires à la surface du socle des Mandara et de leur piémont. Sur les images landsat, ces structures se groupent en essaims essentiellement sur le secteur frontalier du Nigeria. Comme sur les Hautes Terres de l’Ouest, elles s’établissent à l’intersection de cassures N 55°, N 70° et N 80-90° E, surtout au voisinage des charnières des antiformes granitiques. Certaines semblent correspondre à un réseau réticulé ou en ruche qui résulte des contraintes développées sur les fronts de granitisation et de migmatisation lors de la consolidation des roches (Morin, 1989). Ce sont des structures endogènes révélées par la longue érosion subie par les roches du secteur, rabotées jusqu’à l’exhumation du noyau granitique des plis panafricains.

  • 14 On peut également appliquer ce schéma au pointement des monzonite à pétrographie de syénite de Min (...)

169Ainsi se disposent les pointements annexes de l’hosséré Loulou, mais également les anneaux de bornhardts qui cernent l’hosséré Bourwoy installés sur trois alignements parallèles et concentriques de granites d’anatexie, ou, à une autre échelle, les chaos de blocs du Djoulgouf et l’arc de cercle que décrivent les chicots rocheux saillants au nord de Kaélé. Ailleurs, ce sont des pointements de grano-diorites qui jouent ce rôle (Roua, Doulo, Oudjila, Gaboua)14.

Les complexes anorogéniques

170Dans bien des cas, ces structures se développent à partir d’intrusions qui percent le socle. Une première catégorie de venues granitiques, monzonitiques ou syénitiques relèvent du Précambrien terminal tardif ou post-panafricain.

171Certains inselbergs correspondent exactement à des pointements de granite : Dogba et Papata, hossérés Diévé, Mandja, Gouaza. Les dômes de Djoulgouf, le système Moutouroua-Lam, les inselbergs de Mindjil jusqu’à Lara, ainsi que le plateau de Bourah ressortent de la même origine. Mais, pour ces ensembles plus étendus, seules des intrusions de roches différentes ou des chicots plus résistants arment les reliefs.

172À côté de ces intrusions anciennes, certaines structures circulaires traduisent l’organisation de complexes anorogéniques plus tardifs mis en place à partir du Crétacé entre 65 et 30 Ma qui s’apparentent aux Younger Granites nigérians et arment en général des inselbergs. Les roches grenues qui les composent, granites, microgranites et syénites, contiennent toutes de la riébeckite et parfois de l’aegyrine. Les pointements rocheux sont simples (granites de Gréa, de Balda) ou composites. À Waza, les syénites s’associent à des dolérites et trachytes. Au sud de Mokolo, le complexe de Mouhour se compose d’une syénite quartzifère passant à un granite déficitaire en quartz. Il s’enveloppe au sud d’un croissant de roches micro-grenues (microgranites et micro-diorites) associées à des tufs trachytiques.

  • 15 Les processus de cauldron susbsidence ont certainement affecté certaines des structures circulaire (...)

173Le Golda Zouelva est le plus achevé de ces complexes (fig. 3). Sa mise en place s’est accompagnée d’émissions de vulcanites, tufs et ignimbrites rhyolitiques, rhyolites, trachytes sodiques et hawaïtes. Le pluton par lui-même se compose d’un piton central de granite à riébeckite à grain fin qui perce le fond de la cauldron subsidence, et d’une auréole externe de granite à grain grossier. Quelques venues de gabbros, des filons de micro-granites, microdiorites et dolérites emplissent des fissures radiales et annulaires. Des brèches soulignent les grandes cassures de l’édifice. Tectoniques au contact des grandes failles, elles matérialisent la structure annulaire et ses divisions radiales. On rencontre également des brèches d’intrusion. La localisation des roches détermine ici directement l’organisation du relief. La bordure externe du massif se compose d’une couronne de roches acides qui arme un bourrelet de quelques mètres de haut, essentiellement marqué dans sa partie orientale. Vers l’intérieur, se succèdent ensuite rhyolites et trachytes, et ces derniers constituent une couronne interne (hosséré Gamdégué). La dépression centrale est granitique, simplement rompue de quelques filons et de pointements de gabbros. Au cœur de la structure gît un granite à biotite qui, en une dernière auréole, cerne le piton central de granite à riébeckite finement grenu (hosséré Gouaza). Les autres complexes anorogéniques de la région n’ont pas atteint ce stade de démantèlement. Nous sommes en effet ici aux racines d’un édifice volcanique15.

FIGURE 3. Le Golda Zouelva

Relief et volcanisme

174Aux structures circulaires et complexes anorogéniques est lié un certain volcanisme. Les traces des manifestations éruptives abondent sur le socle depuis le Précambrien B (série de Maroua). De ces épanchements ne subsistent que peu de choses. Quelques placages de basanitoïdes qui accentuent la platitude du plateau Kapsiki et en accroissent l’altitude vers Liri, et surtout des extrusions très localisées (les bélonites des Kapsiki). Filons et culots trachytiques se rencontrent partout sur le socle, à l’ouest et au sud de Mokolo, au nord de Loulou et également autour de l’hosséré Golda, à l’hosséré Zoulgo. Les venues et cheminées basaltiques donnent également quelques pointements à Gawar, à l’est de Goumayel, etc. Plutonisme et volcanisme sont à mettre en relation avec la tectonique du socle qui a largement commandé la distribution et facilité la dissection des reliefs de la région.

Reliefs et tectonique du socle

175Dans l’Extrême-Nord du Cameroun, la tectonique intervient à plusieurs échelles.

Le socle et la subsidence tchadienne

176Les études gravimétriques et sismiques, les sondages divers, montrent que le socle s’abaisse du piémont des Mandara (+ 450 m) à - 600 m sous les remblais de la cuvette tchadienne, soit un enfoncement de près de 1000 m qui traduit l’importance de la subsidence.

177Ce plongement du socle est rapide mais ne s’effectue pas de manière régulière (fig. 4). Dans la plaine de Mora et celle du Diamaré, il s’enfonce avec une pente supérieure à celle de la surface des glacis et remblais, mais qui reste modeste (3 ‰ au nord de Mora, 1,75 ‰ dans le Diamaré). À Limani, le remblai alluvial n’a encore que 30 à 40 m d’épaisseur. De la même manière, l’ennoiement du substrat à la périphérie de la pédiplaine de Kaélé est d’abord très lent (0,45 ‰) dans les trente premiers kilomètres, puis s’accélère ensuite. Dans le détail, le substrat se révèle extrêmement tectonisé. Ainsi, le massif de Mindif, les rochers de Balda sont des horsts limités par de véritables escaliers de faille. La pédiplaine de Kaélé, plus qu’un bombement à grand rayon de courbure est un panneau de socle animé d’un mouvement positif dont les bordures s’effondrent en gradins, permanence de la tendance au soulèvement depuis le Précambrien.

FIGURE 4. Le plongement du socle vers la cuvette tchadienne

178La subsidence de la cuvette tchadienne s’effectue par le biais de jeux de blocs à partir du piémont des Mandara et de la pédiplaine de Kaélé, un escalier de failles qui se raidit soudainement à partir du cordon dunaire sous lequel le socle se rencontre entre - 20 et - 40 m. La grande dune jalonne ainsi une flexure faillée en échelon, quasi rectiligne et orientée N 130° E entre Limani et Balda (fig. 5). Ensuite, jusqu’à Yagoua, cet accident se décale vers le sud, et l’isobathe - 40 m du toit du socle court du nord du dôme de Djoulgouf à Kalfou. Interviennent alors des cassures N 20°, N 40° et N 170° E qui compartimentent les granitoïdes. La faille N 170° E a joué en décrochement dextre, ce qui explique le déport de la flexure vers le sud, et par suite le brutal décalage du cordon vers Bogo. À Yagoua, le socle s’ensevelit déjà à -365 m. À la jonction des deux segments de la flexure, entre Maroua et Balda, se creuse la grande vallée fossile du paléo-Tsanaga. Au nord, entre Koza et Waza, au débouché de la plaine, le socle est d’abord abaissé par une faille, puis de part et d’autre du cordon, brusquement dénivelé par deux accidents parallèles à regard NE, le premier, à faible rejet (30-40 m), le second bien plus important puisqu’à Waza les roches métamorphiques ne se rencontrent qu’à - 260 m.

FIGURE 5. L’ancrage structural du Grand Cordon

179Entre Limani et Yagoua, la subsidence s’affirme vers le sud-est, et le Logone semble emprunter une gouttière tectonique. Toutefois la situation se complique de la présence d’un graben occupé par le lac de Fianga et d’un rejeu en touche de piano du Bec-de-Canard qui se relèverait vers le seuil de Dana et s’abaisserait vers le sud-est.

180À partir du cordon, le socle plonge vers la cuvette lacustre, mais toujours aussi irrégulièrement comme l’ont révélé les sondages. Il s’accidente de profonds fossés et de hauts-fonds qui traduisent son morcellement en panneaux et de différentiels de subsidence qui affectent la topographie et l’hydrologie de surface (Durand, 1982).

181À Waza, l’intrusion syénitique, ultime pointement du socle dans la plaine, se poursuit au sud-est sous la couverture sableuse par une crête rocheuse (225 m) qui tombe sur un gradin tectonique limité par une faille NNW-SSE. L’ensemble forme aussi un horst ayant fonctionné par saccades comme l’indiquent des encoches étagées sur les parties ensevelies des parois de l’inselberg (fig. 6).

182Dans les yayrés, une première fosse accidente le socle (- 380 m) au sud de la haute Kalia. À la surface des karals, la Djégouta suit son tracé. Une deuxième lui succède plus au nord (- 300 m) et s’étire du NW au SE d’Am Chédiré à Hinalé ; les bras morts du Logone, Komarka et Ndékéya la décalquent en surface.

FIGURE 6. Les inselbergs de Waza

183Après cette série d’accidents parallèles à la flexure du cordon dunaire la structure du socle se complique. Il s’abaisse à - 600 m à Logone-Birni, puis se relève ensuite progressivement vers le nord à - 200 m, et constitue une sorte de haut-fond ou de dôme entre Kousseri, Bambo et Jilbé. Puis au nord, il plonge à nouveau au droit de l’El Beïd et du Serbéwel (- 450 m) dans la fosse d’Afadé toujours orientée NW-SE. En bordure du lac, il remonte à - 350 m vers Makari, et même affleure quasiment à Hadjer el-Hamis, sur la rive droite du Chari, où pointent des extrusions trachytiques.

184Cette cryptotopographie orientée traduit des jeux différentiels de blocs ainsi que la continuité de grands accidents cassants en échelons, N 135° E, qui courent de l’Aïr nigérien (fossé du Tefidet) au lac Tchad via les épanchements volcaniques du bassin de Termit et la Grande Dilia. Le lac lui-même est installé sur la bordure occidentale d’un escalier de faille à l’écart de l’ombilic de subsidence.

185La rive orientale, au sud de l’erg du Kanem, puis le cours inférieur du Chari, la rive occidentale rectiligne, relèvent de tels accidents que recoupent des failles N 12° E, (qui commandent le grand redan oriental), ou N 40° E, sur lesquelles court le cordon dunaire de Tal. Le lac actuel gît à l’intersection de deux faisceaux tectoniques, l’un NE-SW qui court du fossé de la Bénoué au Tibesti, l’autre qui s’étire du graben du Tefidet vers le sud-est (fig. 7). La tectonique est encore active, puisque rive sud, des sédiments datés de 12000 à 7000 BP ont été soulevés par une faille.

Le canevas tectonique

186À côté de ce plongement du socle de 1450 à - 600 m, des accidents majeurs qui l’accompagnent, le substrat de la province se hache littéralement de fractures et failles d’importance diverse qui expliquent en grande partie le compartimentage et la mise en valeur des reliefs par l’érosion. L’analyse de l’imagerie Landsat révèle un réseau tectonique très dense dont certaines directions, N 15° E et N 70° E ressortent de l’orogénèse panafricaine, et d’autres de mouvements crétacés, miocènes ou plus récents : N-S, N 135° E, N 80-90° E (fig. 7). Les complexes anorogéniques s’alignent sur certaines de ces directions : N 10°, N 45°, N 70 et N 80° E. Le Golda Zouelva a poussé à l’intersection de cassures N 10°, N 70° et N 120° E, et le ring complexe de Waza sur un linéament N 45° E. Les necks des Kapsiki se localisent sur des failles N-S, N 170° et N 20°, soit le long de cassures panafricaines réactivées au Crétacé.

187Ces cassures semblent liées à un soulèvement général le long d’un axe N 20° E qui débuta avec la mise en place des premiers complexes anorogéniques. Les mouvements tectoniques se sont donc poursuivis du Précambrien terminal au Quaternaire et à nos jours, souvent en utilisant les vieilles cicatrices, particulièrement les cisaillements panafricains réactivés au Crétacé et au Miocène supérieur comme des failles en tension. Les fractures allongées selon les anciennes directions structurales sont généralement fermées, souvent longues et pénétrantes. Les failles inverses sont fréquentes.

188Ces accidents affectent particulièrement les roches foliées. Leur tracé se brise de redans de déboîtement où se développent des tensions et s’écartent les lèvres de la cassure. Les fractures parallèles aux directions de contrainte sont courtes, pénétrantes et ouvertes. Elles abondent dans les antiformes granitiques. Fractures de tension « équivalentes » aux diaclases (Detay, 1987), courtes et superficielles, elles découlent de la montée des corps granitiques dans l’axe des plissements ainsi que des phénomènes de détente corrélatifs. Elles sont souvent perpendiculaires aux anciennes structures panafricaines. Enfin, de longues fractures diagonales ou sécantes des précédentes résultent souvent du rejeu de cisaillements locaux.

189Les grandes cassures subméridiennes relèvent en général du Précambrien. Il s’agit souvent de cisaillements qu’accompagnent des phénomènes de broyage, comme on l’observe dans la zone à mylonites qui court de Mora à Méri sur 28 km de long et 200 à 350 m de large. Ces phyllomylonites ont été déblayées en un étroit et profond couloir entre les massifs Podokwo et du Zoulgo et le bourrelet montagnard interne. À ses extrémités s’élèvent des complexes anorogéniques. On rencontre de très nombreux secteurs à mylonites sur le socle. Les ultramylonites bien recristallisées arment des reliefs longilignes, comme à l’ouest de Mora.

190Les accidents génétiquement les plus importants s’orientent N 70° E (Adamaoua trend). Il s’agit de cisaillements dextres panafricains (datés de 640 103 Ma par une galène cogénétique) qui intéressent l’ensemble de la lithosphère africaine. Réactivés au Crétacé, ils rejouent en décrochement dextre au nord de l’Adamaoua, et les contraintes qu’ils imposent à la croûte la brisent de riedels (Moreau et al., 1987). La direction N 25°-N 30° est celle de la Ligne du Cameroun, surtout exprimée sur les Hautes Terres de l’Ouest, et qui évolue vers le N 55° E. Les accidents N 135°-N 130° E se conjuguent aux cassures N 70°, et déterminent des basculements et des décrochements de grands panneaux de socle. La densité de ces cassures révélée par l’imagerie Landsat, même dans les secteurs à couverture alluviale, est étonnante. On constate néanmoins qu’elle augmente aux bordures de la cuvette tchadienne et des ensembles montagneux. Ainsi, le massif de Téléki est-il encadré par un réseau de cassures quasi orthogonal. Les profondes vallées qui les dissèquent sont des vallées de ligne de faille N 115° E, et leur découpage en petits blocs correspond à l’intersection de ces cassures avec des accidents N 20° E. Il en va de même pour le bourrelet occidental au nord de Mokolo qu’encadrent des vallées de ligne de faille N 12°, N 20° et N 110° E. Le massif de Mora, lui, s’organise selon des panneaux brisés par des cassures N 30° E qui encadrent le promontoire septentrional et des accidents N 80° E qui le limitent au sud vers le massif Mouktélé.

FIGURE 7. Le cadre structural du lac Tchad

191Les accidents tectoniques commandent également les grands escarpements qui tombent sur le piémont. La plaine de Koza est un graben délimité par des failles N 20° E, celle de Gawar un sector-graben à cassures méridiennes N 20° et N 80° E. La dépression du mayo Louti gît sur un faisceau N 20° E, et les inselgebirges de part et d’autre de Maroua, obéissent à un canevas N 70°, N 175° E.

192Par contre, les plateaux internes ne montrent qu’un réseau à plus large maille entre des cassures N 20°, N 30°, N 12° et N 130° E. À l’inverse, le bourrelet externe doit son compartimentage en petits massifs à la conjugaison de grandes cassures, en particulier N 55° E, qui, du rebord intérieur de la plaine de Gawar partagent les massifs Mofou, les inselbergs de Dougour, et sur lesquelles s’alignent les massifs de Molkoa et les intrusions de Papata, Dogba et Balda. Il s’agit d’un faisceau de cassures large d’une vingtaine de kilomètres qui encadre l’hosséré Mogazang. Les vallées du mayo Ranéo, du Motorsolo, et celles fossiles et actuelles de la Tsanaga sont établies sur cet accident majeur, lequel converge avec la flexure tchadienne entre Bogo et Petté, là où elle se décroche vers le sud. L’autre grand ensemble de cassures qui affecte les plateaux internes s’étire au N 175° O. Il n’a pas la même importance topographique que le faisceau N 55°, néanmoins des failles de cette direction encadrent le haut plateau Kapsiki.

193La pédiplaine de Kaélé représente également un secteur à faible densité de cassures. Le bombement se recoupe de fractures méridiennes et N 70° E, créant un réseau qui explique en partie la disposition des inselbergs de Mindif à Kaélé et Lam. À l’est, l’erg de Kalfou est installé en concordance avec un réseau de linéaments très serrés et orientés N 55° E, alors que les dunes et la dépression de Doukoula semblent se localiser sur des flexures N 130° E qui annoncent le grand accident bordier de la cuvette tchadienne. Dans le Bec-de-Canard, la dépression de Fianga est un graben limité par des accidents N 40° E.

194Le Logone emprunte des couloirs fracturés, une gouttière tectonique N 135° E dans le Bec-de-Canard jusqu’à Bongor, qui se poursuit ensuite jusqu’au complexe de Waza, puis un ensemble de fosses déboîtées en échelons, N 170°-175°, N 45°, N 20° E, jusqu’à Logone-Birni, où la convergence avec le faisceau nord de Mora provoque l’affaissement du socle. Enfin, à partir de Kousseri, se resserre à nouveau la densité du maillage de cassures. Le coude du Logone, le confluent avec le Chari, sont à commande tectonique ainsi que le lit actuel du fleuve en aval. Ainsi, malgré la platitude, les anciens bras de la rivière qui constituent les principaux accidents topographiques des yayrés, décalquent la structure du socle pourtant enfoui sous 300 à 500 m d’alluvions. L’irrégularité du toit du substrat, sa remontée entre les fosses, et en particulier le long du Logone vers Kousseri et les deltas du Chari, où existent des contre-pentes profondes, traduisent la persistance du différentiel de subsidence.

195Ainsi, les vieilles structures du socle, sa composition, ses contrastes lithologiques, sont en grande partie responsables de l’organisation et des caractères des reliefs actuels, en particulier les évènements tectoniques dont la succession a rythmé son histoire.

La mise en place des reliefs

196Reconstituer l’évolution géomorphologique de l’Extrême-Nord Cameroun, du Précambrien à nos jours, reste une gageure car nous ignorons quasiment tout de l’évolution régionale pendant 460 Ma, du Cambrien au Mésozoïque inférieur.

Précambrien et Paléozoïque

  • 16 Il semble que jusqu’au Précambrien supérieur persiste une sédimentation détritique consécutive au (...)

197Au Précambrien, le socle, qui appartient à la zone mobile panafricaine, a subi plusieurs orogénèses et plusieurs phases de granitisation qui chaque fois ont déclenché de vigoureuses reprises d’érosion. Celles-ci traduisent une phase de déformation du substrat, de violents mouvements tectoniques auxquels s’associe un volcanisme de type cordillère, qui permettent l’individualisation d’étroits sillons océaniques. Sur ce conglomérat s’épanchent des laves basiques, des spillites à pillow lavas en même temps que se manifeste un magmatisme basique à ultra-basique, des intrusions de gabbros et péridotites. Viennent ensuite des dépôts détritiques pélitiques ou schisteux fossilisés par des laves acides ou des nappes de tuf. Ces séries subissent des contraintes, plissements et chevauchements et un métamorphisme corrélatif des formations du substrat sur lequel elles reposent. Mais nous ignorons tout des reliefs ainsi engendrés16.

198La surrection de la chaîne panafricaine est l’occasion d’un englacement et la région est submergée par un vaste inlandsis qui en RCA abandonne les tillites du Bandja. Mais de l’action de ces glaces, et des évènements qui se succédèrent ensuite jusqu’au Jurassique, nous ne savons guère, sinon que l’érosion a affecté profondément cette partie du continent. Toujours est-il que dès le Précambrien moyen, le dôme de Kaélé semble animé d’un mouvement positif qui conduit à un rabotage dont les sédiments corrélatifs sont les conglomérats à galets de socle et ciment gneissique sur lesquels reposent les séries volcano-sédimentaires de Maroua. À la fin du Précambrien, les différents éléments de la structure de l’Extrême-Nord semblent en place. L’érosion exploitant les contrastes lithologiques du substrat, les rejeux tectoniques réactivent les accidents anciens. La pérennité de la tendance positive du dôme de Kaélé en est un exemple, comme vraisemblablement la subsidence des fosses qui encadrent la cuvette tchadienne, particulièrement celle de Doba. Au nord de la cuvette tchadienne, d’importantes séries détritiques grossières se déposent du Dévonien au Carbonifère dans le Tibesti, l’Aïr et les Tassilis sahariens. Des glaciations paléozoïques ont vraisemblablement à nouveau affecté la région à l’Ordovicien puis du Carbonifère au Permien.

199À l’aube du Mésozoïque, la région est déjà bien érodée, ce qui ne signifie pas que le relief ne soit pas différencié. En effet, persistent les mouvements de soulèvement et de subsidence, et des bassins continuent à s’individualiser dans lesquels pénètrent les mers carbonifères. La fosse de Doba doit commencer à s’approfondir et reçoit alors essentiellement des matériaux détritiques gréseux. Elle traduit la persistance du jeu des vieux cisaillements panafricains de Foumban et de l’Adamaoua. Entre ces deux grands secteurs déprimés, l’actuelle cuvette tchadienne s’organise en une succession de larges synéclises et de bombements.

Le Jurassique et la crise crétacée

200Du Permien à la fin du Jurassique, pendant près de 200 Ma, s’exerce une vigoureuse érosion sous des climats plus chauds. Et parallèlement à un rabotage et à un récurage qui aboutissent à la sédimentation des premiers dépôts détritiques du Continental intercalaire, sévissent les processus de désagrégation granulaire. Les mécanismes de l’altération différentielle s’appliquent alors au substrat et à ses vieux reliefs. À la fin du Jurassique, d’épaisses altérites nappent le socle exondé, et contribuent ainsi au façonnement d’un aplanissement généralisé, dont ne subsistent peut-être que quelques rares sommets adoucis appartenant aux bourrelets montagneux des Mandara (Oupay, Ziver ?), et surtout de rares placages d’altérites préservés sous des lambeaux de sédiments crétacés que fossilisent et protègent les coulées basaltiques des Kapsiki, près de Liri. Là, on rencontre plusieurs mètres d’altérites kaoliniques à texture parfois conservée, en place sur le front d’altération jurassique.

201Le Crétacé représente une coupure majeure dans l’évolution morphologique régionale, car, vers 130-110 Ma commence à s’ouvrir l’océan Atlantique au gré de la réactivation des grands accidents transafricains N 70° E. Cette ouverture s’effectue par saccades avec des effets de coins et des efforts de cisaillement qui impliquent des réactions cassantes de la lithosphère. À l’Albien, (105-100 Ma), ces forces s’exercent avec un maximum d’intensité, et divers bassins et sillons s’effondrent alors que se soulèvent des panneaux de socle, consécutivement à la rotation de l’Afrique centrale par rapport au bloc cratonique nigérien. Au sud, s’enfonce le fossé de la Bénoué, et plus près de Kaélé se creusent les synclinaux de Baboura-Figuil, Mayo-Oulo-Léré et Amakassou. Au nord, le graben du Tefidet s’effondre et les bassins de Bilma et du Djado s’abaissent. La cuvette tchadienne commence à se déprimer par le jeu combiné des flexures et failles en échelons N 135° E que l’étude tectonique a révélées entre Yagoua et Makari, et de l’effondrement Tedifet-Grande Dalia, au nord du lac actuel, à l’intersection avec des cassures N 70° E. La structure de cette subsidence évoque d’ailleurs la succession de horsts et bassins en transtension du fossé de la Bénoué. Un volcanisme effusif accompagne cette phase tectonique qui débute en compression et s’achève en distension. Des basaltes alcalins s’épanchent.

202Dès cette époque, une structure en horsts et grabens se met en place. Les secteurs de socle soulevés subissent alors un vigoureux décapage par l’érosion qui les débarrasse de leurs arènes et altérites. Les matériaux issus de ce récurage s’accumulent dans les secteurs déprimés. Il s’agit essentiellement de grès arkosiques grossiers, de conglomérats, plus ou moins ferruginisés, dont l’épaisseur dépasse souvent les 1500 m. C’est l’équivalent du Continental intercalaire d’origine fluvio-lacustre. La sédimentation crétacée, continentale ou sublittorale, débute en effet par l’épandage de formations détritiques grossières transgressives sur le socle, qui reprennent d’abord sans grande modification les altérites ferrallitiques jurassiques, d’où la fréquence de leur couleur rouge. Sur le conglomérat de base, de puissants dépôts détritiques laguno-lacustres passant à des matériaux fluvio-lacustres comblent les bassins synclinaux avec des marnes et schistes argileux à intercalations gréseuses. Les mouvements du socle sont alors considérables et se poursuivent pendant (et après) le remplissage sédimentaire.

203Au Cénomanien et surtout au Turonien, la subsidence des grands bassins s’intensifie et une transgression marine les submerge en provenance d’une part du golfe de Guinée via le fossé de la Bénoué, et de l’autre de la Théthys à travers le Sahara. La fosse de Doba est également envahie, les eaux noyant le bassin de Lamé et le détroit de Pala par lequel s’effectue la jonction entre les deux provinces maritimes. Au Nord-Cameroun, les faciès du Crétacé supérieur demeurent cependant ceux de bord de mer, de littoraux ou de lagunes. La sédimentation est gréseuse dans l’ensemble, même si des calcaires marins à lumachelles, des grès calcaires et des marnes lagunaires se déposent plus à l’est dans la région de Lamé.

204Au Santonien (85 Ma), l’épirogénèse régionale s’accentue, un Adamaoua embryonnaire se soulève et certainement les Mandara. Les sédiments des fossés effondrés et des synclinaux se plissent violemment, en même temps que les percent de nouvelles venues basaltiques dont ne subsistent que des cheminées et des sills. Accidents cassants en compression, rejeu des cisaillements panafricains, s’accompagnent de l’activation des montées plutoniques et d’un événement thermique important, qui traduisent des phénomènes de métamorphisme de faible grade mais de grande extension.

  • 17 2600 m dans la fosse de Bousso, près de 3000 dans celle de Doba et encore 1000 dans le Tefidet.

205La mer se retire des zones envahies, la sédimentation redevient continentale et fluviolacustre. Des grès arkosiques à stratifications entrecroisées, des argiles salées, des galets roulés se déposent tantôt en milieu lagunaire et subaquatique, tantôt à l’air libre, et se marquent alors de niveaux ferruginisés ou indurés. Cette sédimentation perdure jusqu’au Maestrichtien, et le décapage accéléré consécutif à la phase santonnienne parachève l’ennoyage détritique des reliefs subsistants ou générés par les mouvements du socle. Conséquence de ces derniers, et de l’importance de la sédimentation gréseuse, les paysages de la surface jurassique se transforment profondément comme s’affirme la subsidence de la cuvette tchadienne (la faille N 30° E de N’Gel Edji à l’ouest du lac a un rejet de plus de 2000 m)17. L’érosion des régions exondées est considérable ainsi qu’en atteste la puissance de la sédimentation crétacée, plus de 2000 m souvent. Un relief différencié subsiste cependant, sur le dôme de Kaélé vraisemblablement, mais surtout dans les Mandara qui commencent à se structurer en horsts et grabens selon un réseau de cassures N 20°, N 110°, N 70°, N 135°, N 55°, et N 90° E, (Popof, Tiercelin, 1982). De la sorte, ils sont décapés de leur couverture gréseuse crétacée dont ne subsistent que quelques placages conservés sous les basaltes du plateau Kapsiki.

206La fin du Crétacé (vers 65 Ma) connaît à nouveau une période de forte activité magmatique et tectonique qui s’affirme d’abord par la mise en place de nouveaux complexes anorogéniques : les granites à riébeckite centraux du Golda Zouelva ont été datés de 67 Ma. Les Mandara sont alors largement ébauchés. La cuvette tchadienne expérimente également des mouvements tectoniques différentiels qui s’accompagnent de montées magmatiques. Les rhyolites d’Hadjer el-Hamis, en bordure du lac actuel affichent un âge de 68,9 ± 1,4 Ma.

Altération et diastrophisme cénozoïques

207Le Paléocène correspond à une étape majeure de l’élaboration des reliefs du Nord-Cameroun. Assez brutalement, semble-t-il, des conditions hyperhumides se rétablissent qui autorisent le développement d’une épaisse tunique d’altérites kaoliniques et ferrallitiques ainsi que leur induration, la formation de cuirasses ferrallitiques au toit des grès crétacés. Cependant, la tendance au soulèvement des Mandara, comme le mouvement positif du dôme de Kaélé n’ont pas cessé pour autant, peu ou prou corrélés avec la poursuite de la montée des granitoïdes des complexes anorogéniques. Les granites extérieurs du Golda Zouelva sont datés de 57 Ma. Les granites, monzonites et syénites des inselbergs Lara, Gréa, Waza, et autres, sont certainement d’un âge peu différent, sinon plus jeunes car la mise en place de ces intrusions perdure jusqu’à l’Oligocène au moins.

  • 18 Les observations conduites dans l’Adamaoua et les Hautes Terres de l’Ouest-Cameroun, les vestiges (...)

208En conséquence, la fin du Paléocène se marque par une nouvelle reprise d’érosion, un violent décapage des altérites ferrallitiques et un démantèlement quasi total des cuirasses ferrallitiques indurées auparavant. De ces formations ne subsistent que quelques résidus protégés par les basaltes Kapsiki, ou enfouis dans la cuvette tchadienne ( ?). Près de Liri, les coulées volcaniques fossilisent une vieille cuirasse ferrallitique épaisse de 2 m qui gît entre des basaltes altérés en boules et un grès conglomératique (3 m) reposant sur le front d’altération des granites kaolinitisés. Les parties élevées sont alors débarrassées des altérites paléocènes, et une surface de récurage se modèle dont nous pouvons saisir les contrastes sous les coulées basaltiques. Ce relief infrabasaltique est fortement différencié, de type pédiplaine à inselbergs et alvéoles, pédiments et glacis18. Dans les Mandara, les hautes surfaces du bourrelet montagnard occidental, au-dessus de 1000 m, plateau de Doumo, Kapsiki granitiques, hauts massifs Matakam, semblent être des témoins de ce relief qui représente l’ensemble topographique fondamental à partir duquel vont désormais s’organiser et évoluer les éléments morphologiques de la région.

  • 19 Ces âges s’appliquent à des roches d’épanchement relativement tardif, les plus anciennes coulées a (...)

209Dès l’Yprésien, cette surface de récurage se brise, se soulève ou s’affaisse selon les secteurs, les grands décrochements semblent fonctionner à nouveau. Autour de 45 Ma, achèvent de se mettre en place la plupart des intrusions ultimes, complexes hypovolcaniques souvent organisés en structures circulaires que favorise le réchauffement thermique accompagnant le rejeu des accidents coulissants. À la frontière du Nigeria, le complexe de Kirawa a été daté de 45,5 ± 1,6 Ma, et les coulées trachytiques qui le précèdent de 51,18 ± 2,5 Ma. Les basaltes des Kapsiki, qui appartiennent à la série noire inférieure du Cameroun datée de l’Éocène inférieur au Miocène, s’épanchent ensuite. Les basanites et basaltes alcalins ont donné des âges radiométriques compris entre 33 et 27 Ma19, mais rien n’indique que des éruptions antérieures ne se soient pas produites et que d’anciens édifices ou des coulées n’aient été démantelés, même si le paroxisme volcanique est ici oligocène alors que plus au sud, il est nettement éocène. Toujours est-il que les placages basaltiques actuels des Mandara, du plateau de Bourah à Kapsiki en passant par Gawar sont des résidus de nappes jadis plus étendues, démantelées par une succession de phases d’altération et de vigoureuses reprises d’érosion qui se sont succédées pratiquement jusqu’au Miocène.

210Éocène et Oligocène connaissent des oscillations climatiques de grande ampleur. Au Cénozoïque inférieur l’équateur se serait établi vers le 10e degré de latitude nord, et jusqu’à l’Éocène moyen règne alors un climat chaud, humide et ferrallitisant, comme se développe un dense couvert forestier. L’altération des roches reprend de plus belle jusqu’à la charnière Éocène-Oligocène quand le climat évolue vers un type soudanien à saisons bien contrastées. Si l’on ajoute qu’à l’Oligocène s’intensifient les mouvements cassants et que l’équateur migrant rapidement vers le nord, la forêt se réfugie près des rivages de la Théthys, on aura compris qu’une véritable crise morphoclimatique sévit alors. La nappe basaltique s’altère rapidement après ou pendant sa mise en place. Le socle alentour est à nouveau regradé, le relief infrabasaltique remodelé en une surface de récurage : les actuels plateaux internes des Mandara. L’Oligocène apparaît ainsi comme une période clé de l’évolution des reliefs de l’Extrême-Nord. Les matériaux alors arrachés aux secteurs hauts s’accumulent à courte distance surtout vers la cuvette tchadienne qui se creuse de plus en plus. Ce sont les sables du Continental terminal que l’on retrouve des Mandara au cordon de Yagoua-Limani et qui plongent sous le remblai récent du Tchad.

211À la fin de l’Oligocène et au Miocène inférieur, l’ambiance redevient chaude et humide, forestière et ferrallitisante, alors qu’à nouveau les conditions climatiques se péjorent durement vers 10 à 9 Ma et que la sécheresse ne cesse de s’accentuer jusqu’au Pliocène. Le décapage des reliefs, l’accumulation des sédiments du Continental terminal atteignent des paroxysmes, d’autant plus qu’à partir du Burdigalien et surtout à la fin du Miocène, le socle subit une nouvelle phase de diastrophisme. Plus que des décrochements et cisaillements sévit alors une tectonique de blocs. Les vieux accidents rejouent en tension et dénivellent la surface oligocène en grabens et horsts. La plaine de Koza, le sector-graben de Gawar s’effondrent comme se compartimente le massif de Téléki, et se soulèvent les horsts et panneaux du bourrelet externe des Mandara. Il n’est pas impossible que les coulées basaltiques oligocènes soient dénivelées, et que rejoue le dôme de Kaélé.

  • 20 Les données radiométriques obtenues attribuent en effet à certains trachytes des âges de 29 à 32 M (...)

212Toujours-est-il que c’est à ce moment que s’individualise réellement la cuvette tchadienne, et que s’établit l’axe de drainage Logone-Chari au détriment d’un Logone primitif. Certains cours d’eau descendus des Mandara déblaient alors la profonde vallée fossile reconnue à l’aplomb du mayo Tsanaga, en réaction au brutal abaissement du niveau de base qui résulte du rejeu des failles et flexure en échelons, N 135° E en particulier. Ces mouvements autorisent également des remontées de magma et de nombreuses éruptions volcaniques à caractère explosif surviennent sur le plateau Kapsiki. Des appareils trachytiques ou rhyolitiques s’installent sur des cassures ouvertes et à l’intersection de certaines failles. Mouvements tectoniques et venues de vulcanites acides se produisent parfois en même temps que les épanchements basaltiques20.

213Volcanisme et block faulting assurent l’individualisation d’ensembles de relief proches de ceux que nous connaissons de nos jours. La reprise d’érosion qui se déclenche à leur suite est avant tout différentielle et ne conduit plus à la réalisation d’aplanissements. Tout au plus, regrade-t-elle les ensembles à faible relief comme le dôme de Kaélé et le piémont des Mandara sur lesquels s’individualisent inselbergs et inselgebirges. Elle s’applique surtout aux secteurs tectoniquement fragilisés, déblaie, vallées de ligne de faille, couloirs de fracturation, alvéoles de convergence tectonique, structures circulaires, etc.

214Les matériaux issus de cette nouvelle crise morphogénique s’accumulent dans les secteurs bas, et achèvent de composer l’ennoyage du Continental terminal. Cette formation mal définie se dépose sur plusieurs centaines de mètres dans la cuvette tchadienne : au nord-est, surtout des grès, des arkoses à ciment ferrugineux et des argilites, au sud, sur plus de 300 km, les sables du Kélo. Dans la fosse de Doba, sur plus de 600 m, les faciès sont d’abord argileux, des altérites ferrallitiques remaniées, puis gréseux, ce qui atteste du décapage de la surface complexe oligo-miocène, puis du récurage des matériaux de dégradation. Au Cameroun, des sédiments sableux et sablo-argileux s’étalent des Mandara à Kaélé et au cordon dunaire. On les considère comme les équivalents des sables du Kélo. Le Pliocène supérieur se compose de 100-200 m d’argiles versicolores à passées sableuses. À Logone-Birni, les sondages ont rencontré 237 m de grès argileux et de sables reposant sur une dizaines de mètres d’arènes granitiques. En surface, ces formations sont souvent ferruginisées et ferrallitisées et portent des lambeaux de cuirasse que l’on rencontre en sondage dans les alluvions de la cuvette tchadienne.

Les oscillations climatiques plio-quaternaires

  • 21 On retrouve la même succession morphoclimatique dans l’Aïr où la dernière surface pliocène datée d (...)

215Le Pliocène inférieur correspond à une grave péjoration climatique qui dans le nord du Cameroun va jusqu’à l’aridité et parachève le récurage et le modelage des secteurs de socles portés en altitude ; 50 à 80 m de sables intercalés dans des argiles se déposent dans les secteurs bas. En revanche, la fin de cette période voit à nouveau prévaloir une ambiance climatique plus humide, même si le rythme saisonnier demeure contrasté. Un puissant cuirassement se développe alors, principalement aux dépens des formations alluviales anciennes. Ces indurations arment actuellement des buttes et plateaux tabulaires au Tchad (Koros, relief intermédiaire) et sont encore en partie gibbsitiques malgré leur richesse en quartz21.

216Au Cameroun, la pérennité de la tectonique et la succession des crises morphoclimatiques du Pléistocène à nos jours n’ont guère laissé subsister de témoins de ces formations. Au Pléistocène inférieur, le climat tour à tour sec puis humide autorise la mise en action de processus de glaciplanation puis d’altération et d’induration. Sous les yayrés, sables et argiles alternent alors en couches et lentilles discontinues sur plusieurs dizaines de mètres. Dans le bassin tchadien un haut glacis à pente très douce s’étale très largement. Il correspond à la « surface cuirassée » générale de 400-450 m ubiquiste du Niger au Tchad (cuirasses ferrugineuses maintenant). En aval, ce glacis se raccorde aux vallées par des terrasses à galets patinés. De ces formations ne sont conservées que quelques buttes témoins, lanières ou lambeaux isolés sur le piémont des Mandara, et surtout sur la pédiplaine de Kaélé, entre mayo Binder et Guidiguis, ou au pied des barres rocheuses de Mouda.

217La cuvette doit alors jouer le rôle d’un vaste bassin lacustre central bien que l’ombilic de subsidence semble se placer alors sur le Bahr el-Ghazal. Au Plio-Pléistocène, l’enfoncement atteint 0,2 à 0,3 m pour 1000 ans, et pendant toute cette période, les différentiels de subsidence sont actifs. L’affaissement selon les endroits varie en effet de 2,5 à 4 mm par siècle. Dans la cuvette s’accumulent alors les sédiments paléo-tchadiens, et à N’Djamena se déposent des sédiments lacustres à intercalations de sables éoliens, des argiles à diatomées, lits calcaires, débris volcaniques, etc.

218Au Pléistocène moyen, les climats restent tantôt agressifs, tantôt ferrallitisants. Une fois les cuirasses ferrugineuses démantelées, aux dépens des formes premières, se développe un glacis de substitution, en particulier autour des inselbergs du faîte de la pédiplaine de Kaélé : Midjivin, Lara, et au sud-ouest de la coupole syénitique de Mindif. On connaît mieux ensuite la succession des oscillations climatiques et les variations du niveau des eaux dans la cuvette tchadienne. Au Pléistocène supérieur, on distingue 4 grandes phases morphogéniques. L’anté-Ghazalien débute par une période de remarquable sécheresse pendant laquelle sévissent les processus éoliens. Un premier erg s’édifie entre 65000 et 50000 ans BP en accumulant des sables quartzeux en de longues dunes longitudinales NE-SW sur lesquelles au Tchad reposent les sables du Kanem. Au Cameroun, il s’étale jusqu’à 10° de latitude nord, mais se résout à des placages sableux organisés en de larges dunes qui se bloquent sur des cassures du socle entre le bombement de Kaélé et le cordon dunaire de Yagoua : c’est l’erg de Doukoula. Vers 40000 BP, dans la cuvette tchadienne, la formation fluvio-deltaïque inférieure se sédimente. Au sud du lac, les climats sont devenus plus humides, des alluvions deltaïques se déposent sur près de 40000 km2 entre N’Djamena et le 9e parallèle, de part et d’autre de la gouttière du Chari actuel. La cuvette tchadienne apparaît déjà bien remblayée.

219Au Ghazalien (40000-20000 BP), persiste une tendance transgressive et se sédimentent des alluvions lacustres interdunaires, intercalées entre deux formations d’origine éolienne. Au Ghazalien inférieur, les dépôts fluvio-deltaïques régressent dans la région des deltas du Chari, la hauteur de l’eau décroît. C’est autour de 35000 BP qu’intervient la crise morphogénique du Douroumien. Des climats très secs, des displuviaux à saisons très contrastées semblent régner alors, et le piémont des Mandara, la pédiplaine de Kaélé sont largement regradés comme se façonne le moyen glacis. Celui-ci est un glacis d’accumulation qui à l’aval passe à des formes d’ennoyages, à des glacis-terrasses et à des terrasses, bien conservés dans la haute et moyenne vallée du mayo Louti, sur le piémont des massifs Matakam et de Mora au nord et sur ceux des massifs de Bourah-Téléki. Le remblai interne I (440-400 m) semble les prolonger. Moyen glacis et remblai sont ubiquistes et occupent la majeure partie du Diamaré, de la pédiplaine de Kaélé ainsi que le piémont occidental du massif Mouktélé dans la plaine de Koza. Le glacis par lui-même ne porte pas de cuirasse continue ou généralisée, mais se couvre de cailloutis, d’arènes, de sables et de limons vers l’aval. Ces formations superficielles, plus épaisses au pied des reliefs de commandement armés de granites porphyroïdes, reprennent les épandages et les altérites des glacis précédents. En particulier, elles fossilisent des matériaux empruntés au haut glacis, mais surtout, elles ont subi une pédogénèse qui a conduit à leur rubéfaction et à l’individualisation de sols fersiallitiques sur roches basiques, et de sols ferrugineux tropicaux sur les arènes du socle et les alluvions sableuses. Les écoulements s’accroissent légèrement à la suite d’une recrudescence de la pluviosité. Vers 22000 BP, le lac atteint un maximum d’extension, 2 à 3 fois la nappe d’avant 1975. L’ancien delta du Logone s’édifie au nord des yayrés. Les glacis d’ennoyage correspondent à ce nouveau niveau de base. L’humidité et les contrastes saisonniers sont suffisants pour expliquer la rubéfaction des formations superficielles, sables de l’erg ancien, épandages des glacis, le lessivage et la lixiviation des arènes et des sols, ainsi que la précipitation des carbonates en poupées dans les secteurs les plus favorables. C’est l’intermède Peskéborien identifié par J. Hervieu (1967).

220Entre 20000 et 15000-13000 BP, s’établit ensuite une période d’aridité accusée, le Kanémien ou Ogolien de l’Afrique occidentale. Le lac régresse, abandonnant des plages sableuses dont les matériaux sont repris par le vent et modelés en grandes dunes dans l’erg du Kanem orienté NW-SE, mais également en dunes longitudinales de Mora à Yagoua, surtout conservées dans l’erg de Kalfou. Dans le creux de la cuvette se déposent les sables de la série des Soulias, puis des formations fluvio-deltaïques. La crise est sévère jusqu’à 17000 BP. L’érosion mécanique décape les formations superficielles qui ont perdu leur couverture végétale. Les écoulements se désorganisent puis cessent. Une pause semble intervenir entre 17 000 et 14500 BP avec stabilisation des milieux et du niveau du lac, à la suite de l’occurrence de pluies d’origine méditerranéennes sur le Tibesti. À partir de là, les précipitations s’accroissent et suscitent une vigoureuse reprise d’érosion hydrique. Dès 13000 BP, les nappes phréatiques recouvrent un haut niveau et le Tchad entame une nouvelle transgression.

221Le Kanémien est donc un épisode complexe pendant lequel alternent phases de sécheresse et périodes peut-être plus humides que l’Actuel. Le maximum d’aridité se place vers 19500 BP et dure donc à peine un millénaire. Mais les conditions furent rudes, les isohyètes annuelles moyennes reculèrent vers le sud de 150 à 200 km. Cependant, le Logone et le Chari ne cessèrent jamais de couler car alimentés par leur bassin méridional, et même le Bahr el-Ghazal creusa alors sa vallée. Au plus fort de la sécheresse, les apports alluviaux fluviatiles furent simplement moins actifs que les remaniements éoliens.

222Dans la cuvette tchadienne, on entre ensuite dans le Nigéro-Tchadien, car dès 13000 BP, les pluies s’accroissent sur les hauts bassins versants du Logone et du Chari et l’alimentation du lac s’améliore d’autant. L’extension des divers plans d’eau est alors très rapide, et un nouveau maximum lacustre intervient vers 11000-10500 BP. Ces oscillations climatiques interfèrent avec d’incessants mouvements tectoniques. De nouvelles flexures ont joué postérieurement au dépôts des séries du Paléotchadien.

  • 22 Au nord du bassin, depuis 9800 BP, l’escarpement de faille d’Angamma a rejoué de 15 à 40 m par rap (...)

223À l’Holocène, on constate que les différentiels de susbsidence ou de soulèvement sont encore actifs mais se déplacent. L’ombilic de subsidence ne se situe plus sous le lac actuel et la gouttière du Logone tend à ne plus être fonctionnelle. En outre, la rive méridionale du lac est soulevée par une faille qui dénivelle les formations du rivage de 12000-7000 BP, et il semble que près de Bongor, des dépôts lacustres soient également dérangés par le rejeu d’une des failles de la gouttière. Les remontées de socle enregistrées le long du Logone pourraient également se poursuivre22.

224Ces interférences entre néotectonique et aléas climatiques expliquent en partie la succession des transgressions et régressions récentes du lac Tchad. Servant (1983) distingue trois principaux maxima : 8500, 6000 et 3200 BP.

225Toujours est-il que, au gré de périodes plus sèches ou à saisons très contrastées, s’élaborent de bas glacis (401-350 m) qui reprennent essentiellement les formations sableuses de la périphérie de la pédiplaine de Kaélé, et qui passent à des bas glacis d’ennoyage sablo-limoneux dans le Bec-de-Canard (360-335 m). En aval, ces glacis se raccordent à des terrasses (terrasses II) et à des remblais (II) en général rubéfiés. Ces derniers processus interviennent vers 10000 ans BP. Au Bossoumien, un climat à saisons très contrastées permet de violentes actions érosives, puis le développement d’une pédogénèse ferrallitisante qui rougit les sables des dunes de Kalfou et des bas glacis.

  • 23 Ces lacs sont-ils les reliques d’un immense lac Tchad situé à la cote 400 et morcelé par une subsi (...)

226Vers 6500-6000 BP survient un dernier grand maximum lacustre qui correspond à l’établissement d’un Méga-Tchad enfermé dans l’aire délimitée par le grand cordon dunaire. En fait, il ne s’est jamais agi d’une unique nappe lacustre, mais plutôt d’une collection de mares, lacs et marécages communiquant épisodiquement entre eux, dont les écoulements se bloquaient en aval sur les hauts-fonds des remblais fluvio-deltaïques. Leurs fluctuations dégageaient de vastes plages en bordure des secteurs submergés. Le niveau du cordon 320 m ne fut jamais atteint, l’altitude maximum des eaux ne dépassa pas 290 m. Dans ce système palustre autant que lacustre se déposent alors les argiles des karals internes. Sur ses bordures, les sables des grandes plages sont repris par le vent, ainsi s’édifie le grand cordon qui n’a rien de littoral. Tout au plus son avancée se bloque-t-elle sur les secteurs où la nappe affleure, au-dessus des deltas intérieurs des mayos. Ce cordon désorganise les écoulements descendus des Mandara, et des marécages de piémonts voire des lacs se créent en avant de la dune, dans le Diamaré par exemple, vers 425 m comme à Doyang23.

227La transgression de 3200-3000 BP (cote 280 m) permet l’édification du troisième delta du Chari qui, établi à l’ouest du second, étend ses chenaux, ses bourrelets de berges, ses cuvettes de décantation et ses karals sur le Cameroun, entre 287 et 290 m, au nord de Kousseri. En écho au nouveau cours du fleuve, le tracé du Logone en aval de Bongor s’organise alors. Vers 2000 BP, l’embouchure du Chari se déplace brutalement vers l’ouest. Le delta subactuel traverse une ancienne plage exondée entre 280 et 285 m qui s’achève sur le lac par un rivage sableux et un vrai cordon littoral à la cote 290. Des dépôts coquilliers amassés en replats au pied de certaines dunes témoignent de la progradation de la ligne de rivage. En arrière, le système des yayrés se sépare ainsi des eaux libres et achève de s’individualiser.

228Toutefois, le façonnement des reliefs se poursuit. Ici le socle est resté particulièrement instable, la subsidence tchadienne s’accompagne de jeux de blocs souvent déplacés en échelons mais, de l’autre côté, les mouvements positifs de l’Adamaoua et l’affaissement concomitant du fossé de la Bénoué qui persistent placent la région dans une situation de fragilité entre deux niveaux de base changeants et concurrents, le plus méridional étant le plus creusé. Sur ce schéma viennent interférer les oscillations climatiques quaternaires et actuelles et enfin les actions anthropiques.

229On comprend dès lors que les réseaux hydrographiques n’aient pas encore réussi à se stabiliser et que l’érosion soit particulièrement active.

La morphogénèse actuelle

Inadaptation et instabilité du réseau hydrographique

230Les cours d’eau de la province continuent en général à réagir à l’instabilité du substrat et des milieux naturels. Les mayos descendus des Mandara s’organisent en trois sections que séparent souvent des seuils rocheux, chutes ou sauts. Dans la montagne, les écoulements sont de type torrentiel à cause des fortes pentes qui affectent les cours supérieurs : 10 à 40 ‰ pour la Tsanaga, plus de 10 ‰ pour le mayo Louti. Les vallées moyennes alternent ensuite des fonds plats de remblaiement alluvial et colluvial, et des secteurs dans lesquels affleurent les roches du socle, de véritables sauts. L’incision est plus ou moins étroite ou plus ou moins large, souvent à commande tectonique. Les pentes se stabilisent autour de 3 à 4 ‰. Mais les mayos sortent souvent de la montagne par de véritables foums et leur pente chute alors brutalement ; de 3 ‰ celle de la Tsanaga tombe subitement à 1,5 ‰ en aval du défilé de Maroua, puis se stabilise jusqu’à Bogo.

  • 24 La Tsanaga, par exemple, ne fonctionne réellement que de juin à octobre avec une succession de cru (...)

231À ces données s’ajoute le caractère saisonnier et spasmodique de leurs écoulements. Les crues dépendent directement de l’occurrence des averses et de coefficients de ruissellement élevés sur les hauts bassins, mais s’épuisent très vite en aval24.

232On comprend donc que les mayos aient construit les deltas intérieurs, le plus beau étant celui de la Tsanaga. Ce dernier a d’ailleurs renforcé la désorganisation du réseau hydrographique inhérente aux régimes sahéliens et aux écoulements spasmodiques de type oued. De la sorte, les mayos cherchent à adapter leur lit en fonction de deux obstacles, la rupture de pente au passage de la montagne au piémont, puis le franchissement du cordon. La Tsanaga se déverse ainsi par un petit delta dans son affluent le Kaliao et a contourné jadis les hossérés Makabay et Mirjinré. Des communications épisodiques ont également existé avec le mayo Boula.

233Mais, c’est surtout dans le delta intérieur entre Bogo et le cordon qu’interviennent les changements de lit. Passé Bogo, l’écoulement principal courait au nord du village de Guingley jusqu’au-delà de Guirvidig. Depuis la fin des années 1940, il émet un effluent méridional, puis en 1956, se déplace au sud du village. Entre 1953 et 1964, il migre ainsi de 10 km. En 1971, il franchit le cordon dunaire. Seules quelques mares jalonnent l’ancien cours. Mais le lit actuel n’est pas mieux adapté, et les eaux méandrent à l’intérieur d’une des lèdes, et s’épuisent dans le franchissement de l’obstacle sableux. La Tsanaga s’achève dans la retenue de Maga et ne contribue donc plus à l’alimentation du yayré auquel ses eaux sont ainsi confisquées, situation d’autant plus préoccupante que la construction de la route bitumée Bogo-Guirvidig lui enlève toute possibilité de retrouver son ancien cours.

234Au sud-est, le mayo Boula présente des conditions identiques, mais son delta intérieur n’a pu recouper le cordon. Il décrit un très brutal coude qui, en tournant au SE lui permet de s’immiscer dans une grande lède du cordon. Il devient alors le mayo Mouda qui, récemment, a percé la dune à Goudoum-Goudoum. Ce franchissement s’est effectué en deux étapes, par deux effluents successifs dont le dernier s’écoule vers le delta de la Tsanaga. Au-delà du cordon, le Boula a abandonné d’importants épandages sableux antérieurs à la dernière défluviation de son voisin septentrional. À terme, sans les modifications du milieu qu’entraîne la mise en eau de la retenue de Maga, les deux mayos auraient conflué.

235Plus au nord, et de la même manière, le mayo Ranéo a largement divagué en aval de Dogba, rejoignant le Motorsolo qui lui se promène sur un large éventail alluvial entre Fadaré et Balda. Un faisceau de chenaux abandonnés perçait le cordon à Mogonyé. Mais les eaux n’empruntent plus ce passage et s’écoulent dans les effluents médians qui franchissent la dune à Djaoudé, paradoxe puisqu’ici pointe le socle. Reste que ces défluviations sont récentes et que la nappe d’inféroflux du mayo continue à s’écouler sous les chenaux délaissés.

236En bref, le réseau hydrographique n’est pas stabilisé et continue à évoluer dans des vallées non calibrées et sur des remblais, une fois atteints le piémont, les glacis et les épandages alluviaux quaternaires.

L’assèchement du lac Tchad

237La sécheresse actuelle joue également sur le niveau du lac Tchad et sur la vie des yayrés. En année normale, le lac reçoit 39 milliards de m3 d’eau du Logone-Chari et 1 milliard des tributaires nigérians. Les yayrés bénéficient de 3,64.109 m3, fournis par l’inondation, 0,95 apportés par les mayos, et 5,6 par les précipitations, soit 10 milliards de m3 dont l’évaporation prélève près des 9/10. Si l’on ajoute les eaux évacuées par l’El Beïd (1,2.109 m3), celles de la Logomatya et du Serbéwel, on constate qu’en année moyenne, le bilan hydrique de la région est à peine équilibré. Et encore, les déversements ne se produisent-ils que lorsque les crues sont assez puissantes. La Logomatya n’est alimentée que lorsque le module du Logone à Bongor atteint 400 m3. s-1, et ne déborde qu’au-delà de 700. La grande inondation ne débute qu’avec des débits supérieurs à 1200 m3. s-1.

238Sur le lac, l’évaporation dépasse les 2000 mm (ETP estimée à 2500 mm au sud, et 2700 au nord). Les précipitations même en année moyenne ne suffisent pas à équilibrer ces prélèvements et le déficit pluie-évaporation s’accroît des rives méridionales (1650 mm) au nord du lac (2050 mm). Le Chari-Logone contribue ainsi à près de 95 % à l’alimentation et à l’entretien de la nappe lacustre. On saisit donc l’importance d’une éventuelle défluviation. Depuis sa formation, le lac a connu un certain nombre d’oscillations et celles dont la mémoire humaine a conservé traces permettent de poser un certain nombre de questions quant à son avenir.

239Au cours de notre millénaire, le lac semble avoir connu un haut niveau (285 m) au XIIIe siècle, suivi d’une régression jusqu’en 1450. Il s’élève ensuite jusqu’en 1500 environ, puis s’abaisse à nouveau vers 1550 pour atteindre un autre maximum entre 1600 et 1700. Les oscillations s’accélèrent ensuite avec des transgressions marquées vers 1800 et 1870. Au début des années 1870, la cote 284 est atteinte et certainement plus puisque le Bahr el-Ghazal est alors en eau (il ne fonctionne que lorsque les eaux sont à 286 m). Des bas niveaux sont par contre enregistrés en 1828 et 1833, et surtout vers la fin du siècle. 1902 ne connaît pas de crue. Le recul des eaux est alors constant et les frontières actuelles avec le Nigeria marquent à peu près les rivages de février 1908. Le 27 juillet 1914, est atteint un des plus bas niveaux enregistrés, la surface du lac se réduit à moins de 10000 km2 et sa partie septentrionale, asséchée, se limite à quelques mares. La remontée des eaux fut très rapide, et dès décembre 1916, elles s’élèvent à 2,18 m au-dessus de l’étiage précédent, s’étendant sur 18000 km2, et encore plus en 1921. Le niveau relativement bas reste stable pendant une quinzaine d’années si on excepte des oscillations décimétriques interannuelles. Puis, les eaux se retirent et cette baisse dure pratiquement jusqu’en 1952. Les agriculteurs s’installent à demeure sur l’île de Karéna, et les terres découvertes alentour. En 1956, leurs champs sont inondés, et les villages fondés dans les années 1930 doivent être évacués. Le niveau s’élevant encore en 1960, toute l’île est submergée. À partir de 1965, les eaux se retirent à nouveau et les agriculteurs reviennent défricher les terres exondées. En 1967, l’île de Karéna est rattachée au continent durant chaque saison sèche.

  • 25 Les immenses casiers rizicoles de l’État du Bornou doivent être abandonnés. Les riverains et les a (...)

240Depuis les années 1970, la situation se dégrade, le bilan hydrique est nettement négatif, et le lac se rétrécit comme peau de chagrin, les rivages se modifient. De décembre 1972 à mai 1976, la sécheresse s’installe sur le Sahel tchadien. Le déficit hydrique est tel que la nappe se fragmente en deux cuvettes séparées par la Grande Barrière. Depuis, 1973, la plus septentrionale, peu alimentée, s’assèche car la Komadugu ne fournit pas assez d’eau, puis tarit, et la partie sud-occidentale du lac, en territoire nigérian s’exonde. En 1975-76, dans ce secteur, les eaux se sont retirées de plus de 40 km et ont totalement abandonné la rive nigériane25. En dépit de l’abondance des herbiers au large du littoral camerounais on accède encore au lac, bien que les systèmes dunaires et les placages sableux s’exondent en arrière. En mai 1976, le niveau du lac est inférieur à celui constaté par le général Tilho.

241Les années 1980 n’apportent pas de changement dans cette tendance, puisque persiste et s’aggrave la sécheresse. En 1982, l’île saisonnière de Katikimé II devient permanente et en 1983, est rattachée au « continent » comme celle de Karéna. La population suit la migration du rivage vers le nord posant en cela de difficiles problèmes de frontières avec le Nigeria. En 1984-85, l’assèchement se poursuit et le lac atteint son plus bas niveau de mémoire d’homme, les mares de la cuvette septentrionale disparaissent. La nappe méridionale, au-dessous de la cote 279 m se réduit à moins de 1600 km2. Par rapport à 1974, les rives méridionales ont encore gagné entre 10 et 30 km sur les eaux. La population, bien qu’inquiète, suit cette régression, consciente des dangers d’une crue rapide.

  • 26 Barth avait déjà noté cette « flexion » du sol consécutive à l’assèchement de la deuxième moitié d (...)

242En même temps, l’ancien plancher lacustre subit des modifications. Les argiles mont-morillonitiques se craquèlent en se desséchant, et leur rétraction provoque des phénomènes de tassement à l’origine de subsidences locales. Au gré des fentes de dessiccation, de la stratigraphie du remblai, de la présence de lits sableux en particulier, des affaissements se produisent26.

243Cette situation n’est toutefois pas désespérée et la tradition a conservé en mémoire de ces crues subites du lac noyant villages et habitants surpris par l’eau avançant rapidement ou sortant littéralement du sol. En effet, la baisse des eaux, conséquence de la persistance de la sécheresse, a été relativement lente, 30 cm par an entre 1964 et 1971, puis plus rapide ensuite, 1 m entre 1972 et 1973 par exemple. Mais le lac semble avoir atteint un certain équilibre entre la modicité des crues du Chari (avancées dans le temps de deux mois, novembre au lieu de janvier) et des crues quasi nulles en 1972, 1973 et 1984. Il suffirait dès lors d’une saison des pluies bien arrosée, des crues importantes, une alimentation de 61,109 m3 pour que les cuvettes s’emplissent à nouveau et retrouvent la cote 283. Or, des crues de ce type ne sont pas rares, on en compte 7 depuis 1932, et en 1916 en une seule saison, le niveau du lac s’est élevé de 1,9 m. L’histoire nous enseigne que dans le temps se sont succédés un grand Tchad à la cote 282 sur 24000 km2 (1917-1919, 1956-1960, 1964), et un petit Tchad inférieur à la cote 280 sur 12700 km2 (1905-1908, 1912-1916, depuis 1973 avec un record en 1985).

244Le lac Tchad ne semble donc pas en véritable danger d’assèchement climatique, la saison des pluies 1989 et de 1991 le confirmant.

Sécheresse et érosion

245Dans le même temps que le lac s’asséchait, les yayrés n’étaient plus régulièrement inondés. Les mares, les chenaux d’écoulement, les défluents, tarissaient. Le marais se transformait en une plaine désolée, sur laquelle ne subsistait qu’un paillasson graminéen clairsemé. Depuis 1979, le yayré de Waza ne s’inonde plus qu’irrégulièrement et, depuis 1983, plus du tout. Les points d’eau de la réserve tarissent. Le mayo Danay qui rejoignait le Logone deux semaines par an n’a pas connu d’écoulement entre 1981 et 1984.

  • 27 Au total, 500 millions de mètres cubes soustraits aux yayrés depuis sa mise en eau en 1977. En ava (...)

246Cet assèchement est renforcé par les prises d’eau de la Semry et surtout par la construction de la digue du barrage de Maga, doublée par l’endiguement des berges du Logone, et aggravé par la construction de la route Maroua-Kousseri. Le lac de barrage de Maga confisque les eaux de la Tsanaga et du Guerléo mais s’alimente également par gravité au Logone (prise de Djafga)27.

247Au total, si les années 1960 furent les dernières à connaître une bonne inondation, celle-ci fut encore satisfaisante en 1975-1976, 1978 et 1982, mais depuis, le déficit ne fait que s’aggraver et l’eau ne visita guère les yayrés en 1973, 1975 et 1984. En 1985, hormis le barrage de Maga, énorme bac évaporatoire, elle en fut absente. La conséquence la plus immédiate est la dégradation des bourgoutières utilisées par les pasteurs peuls, et un fort surpâturage autour des points d’eau subsistant, voire une véritable désertification autour des villages des Arabes Showa. De la même manière, le lac de Fianga s’est totalement asséché en décembre 1984 retenant ses hippopotames dans la vase et permettant à la Sodecoton de tracer une piste à travers le couloir tupuri afin d’exporter le coton du Bec-de-Canard.

248Dans les Mandara, la sécheresse a également sévi malgré des conditions de pluviosité meilleures que dans la plaine. Les séanes culminantes des massifs-citadelles se sont taries comme celle du Zouelva (octobre 1986). Les lignes de sources de la retombée du plateau se sont réduites à quelques filets d’eau. À Mora, le marigot qui coupait la route est devenu un champ et des camions citernes doivent approvisionner la ville. Partout les mayos s’assèchent de plus en plus précocement, leurs inféroflux s’appauvrissent, les gueltas disparaissent. Ainsi en va-t-il de l’agonie du mayo Sava dont, dès 1964, les mares se comblent d’alluvions et que quittent les crocodiles deux ans plus tard. Le lit se rétracte ensuite à un seul chenal et ne conserve plus qu’une seule mare en 1983, laquelle tarit totalement après 1986.

  • 28 Par exemple, en aval de la mare du mayo Sava, se développe une incision qui entaille les argiles s (...)

249Cette exaspération des contrastes saisonniers, même si la pluviosité est déficiente, renforce l’érosion hydrique28. Les pluies tombent ici sous forme d’averses violentes et très localisées, avec des intensités horaires qui peuvent atteindre 100 et 150 mm par heure en 5 minutes. Cela est largement suffisant pour déclencher un important ruissellement, en particulier sur les sols argileux et les fortes pentes des Mandara où le coefficient de ruissellement atteint 50 et 60 %. Ruissellement en nappe et ravinement s’exercent donc violemment. Le décapage des arènes et des sols est un danger de tous les jours dans les secteurs de déprise rurale ou de surexploitation agraire ou pastorale. Les sols dégradés de type hardé menacent de s’étendre à plus de 2 millions d’hectares. Ils stérilisent 886000 ha, soit 10 % des terres de la région. En bordure des axes de drainage, l’érosion en nappe et le ravinement tronquent les formations superficielles et les sols sur 60 à 70 cm, et de véritables bad lands se développent.

  • 29 Dans l’un d’entre eux s’étendant sur 18 km2, M. Detay (1987) rapporte que 523 tonnes sont exportée (...)

250Une telle érosion régressive affecte surtout les berges et les environs des mayos Oulo et Louti, ainsi que les lits qui, comme celui du Binder, drainent la pédiplaine de Kaélé et dont les têtes de vallées ont tendance à remonter au détriment du bassin-versant tchadien. Dans ces cours d’eau, les fortes crues, à chacune de leurs pulsions, remanient les lits mineurs, sapant les berges, condamnant tel bras ou ouvrant tel effluent. Depuis quelques années, le Kaliao à Maroua a tendance à approfondir son lit alors que le Serbéwel se révèle incapable de déblayer les bancs sableux qui l’obstruent. Le Logone lui-même a du mal à assurer le transit de ses alluvions, et la défluviation récente de la Tsanaga n’a d’autre cause que l’incapacité du mayo à inciser son delta intérieur en aval de Bogo. Dans ces conditions, la dégradation spécifique des bassins versants traduit l’érosion liée aux averses29.

251Les actions anthropiques s’ajoutent à cette agressivité. Les premières pluies sont en effet d’autant plus efficaces qu’elles frappent des sols nus, préparés pour les semailles et peu protégés ou nettoyés de leur végétation. Ces actions se ressentent jusque dans la charge solide des cours d’eau dont la concentration mi-juin-mi-juillet passe brutalement de 7 à 14 g. l-1, puis chute rapidement avec la régénération du couvert végétal en hivernage. Trop exploités, déboisés, desséchés par la crise climatique actuelle, ces sols et formations superficielles du Nord-Cameroun sont en train de se déstabiliser, sauf peut-être dans les montagnes qui ont conservé des sociétés agraires assez nombreuses (mais point trop) et structurées, pour les entretenir. Mais cette crise ne doit pas surprendre, elle n’est que l’épigone actuel de toutes celles que la région a traversées au Quaternaire.

252La morphogénèse est encore active au Nord-Cameroun sous l’effet conjugué des oscillations climatiques et des actions anthropiques, ces dernières ne s’exerçant avec intensité que depuis peu. L’activité tectonique semble persister et l’ensemble des reliefs, leur organisation spatiale ressortent des rejeux du socle que préfigurent de très vieilles structures. C’est le paradoxe de la région, un modelé inachevé et un réseau hydrographique incertain, façonnés et établis sur des roches très anciennes dont l’agencement et les discontinuités n’ont cessé de guider ou de perturber les actions morphogéniques.

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Notes

1 Les placages argileux noirs sont une cible désignée, et souvent de leur extension primitive ne subsiste qu’un pavage de nodules carbonatés sur les alluvions quartzeuses exhumées.

2 Dugur, qui signifie justement pierre en guisiga.

3 À Mora, par exemple, les arènes rubéfiées et remaniées recouvrent une stone-line quartzeuse. À Gaviang, des limons et sables fins éolisés et ferruginisés reposent sur des sables argileux et nodules calcaires établis sur une cuirasse. Le long du mayo Louti, des cailloutis masquent les granites altérés, puis viennent des alternances d’argiles sableuses, de sables grossiers et cailloutis rouges ou bruns.

4 À l’est de Mindif, les sondages l’ont rencontré à 14 m à Gadjia, 17 m à Gagadjé, 21 m à Daram, et 20 m à Gouma.

5 Plus que d’anciens lits se succèdent ici des cuvettes et des ox-bowes mollement imprimés à la surface de la plaine sableuse qui apparaît ainsi doucement tavelée au pied de reliques de dunes rouges alignées NE-SW qui s’élèvent à 340-354 m.

6 On retrouve alors le modelé dunaire remanié si commun aux région sahéliennes, du Cayor au pays haussa et au Kanem.

7 Ils sont sablo-argileux, compacts avec des taches ferrugineuses, plus argileux et plus grossiers, en profondeur, à quartz émoussés à subanguleux. Concrétions ferritiques et phytolites s’y développent entre - 1,6 et - 3 m. À leur base, des niveaux argilo-sableux jaunâtres à nodules calcaires relèvent d’apports palustres ou lacustres.

8 Elle s’aligne NNE-SSW à l’est du lac, de Koro-Toro au lac Fitri, puis s’incurve vers le sud-ouest jusque vers le Chari, et s’interrompt alors jusqu’à Bongor. Au Nigeria où elle porte le nom de Bama Ridge, elle conserve la direction camerounaise et traverse le Bornou de Limani à Diffa via Maiduguri, puis brusquement, au Niger, s’oriente au N-E, c’est le cordon de Tal.

9 À Balda, en sommet de dune on rencontre des sables fins bien classés (Méd. = 188 µ, Qdphi = 0,24). À Kossa, en haut de dune ces sables sont encore plus fins : 104 µ, mais moins bien classés : Qdphi = 0,41. En bas de dune, à peine plus grossiers (Méd. = 192 µ), ils sont ruisselés comme en témoignent leurs courbes cumulatives bimodales et leur plus mauvais triage (Qdphi = 0,60).

10 Ces berges et leur bourrelet sont moins élevés rive gauche que rive tchadienne : leur altitude s’établit à 324-325 m à Yagoua, 321 à Toukou plus au nord, contre 322 rive droite. Les déversements se produisent ainsi directement dans le yayré à l’amont des étranglements du lit mineur ; en 1955, on a mesuré 2 315 m3. s-1 à Bongor, 1 772 à Koumi, 1 215 à Katoa (Fritsch, 1970).

11 La mise en eau de la retenue de Maga depuis 1977 a ennoyé ce système.

12 Pour partie d’origine anthropique, sur une semelle d’argiles sableuses cohérentes, on y rencontre des horizons argileux à nombreux tessons de poteries saw ou kotoko, voire des éléments d’urnes funéraires.

13 Il se compose de sables fins bruns à gris clair, quartzeux et bien triés (Hé = 0,36, Méd. = 120 µ), dont la courbe granulométrique a un faciès hyperbolique à tendance logarithmique. Les grains sont subanguleux ou éolisés-mats, mais repris par l’eau.

14 On peut également appliquer ce schéma au pointement des monzonite à pétrographie de syénite de Mindif. Mais ici, la structure circulaire correspond à l’exhumation d’un corps intrusif.

15 Les processus de cauldron susbsidence ont certainement affecté certaines des structures circulaires. On peut penser que les dépressions culminantes des hossérés Marbay, Ziver et autres, sont en relation avec de tels mouvements.

16 Il semble que jusqu’au Précambrien supérieur persiste une sédimentation détritique consécutive au rabotage du socle auquel ne sont pas étrangères les grandes glaciations de - 950 Ma et - 750 Ma (bas Congo et Sturtienne), bien que leurs héritages n’aient été rencontrés qu’en dehors du Cameroun (Tassilis, Hoggar, Nigeria septentrional, Centrafrique, etc.).

17 2600 m dans la fosse de Bousso, près de 3000 dans celle de Doba et encore 1000 dans le Tefidet.

18 Les observations conduites dans l’Adamaoua et les Hautes Terres de l’Ouest-Cameroun, les vestiges du plateau Kapsiki montrent que les coulées basaltiques se sont épanchées sur un front d’altération en grande partie exhumé et décapé de ses formations meubles.

19 Ces âges s’appliquent à des roches d’épanchement relativement tardif, les plus anciennes coulées ayant certainement été altérées et démantelées peu après leur émission. Ainsi les premières de ces venues pourraient s’être produites vers 45 Ma. Les hawaïtes du Golda Zouelva auraient 39,6 Ma et les trachy-andésites affleurant en dykes, 38 Ma.

20 Les données radiométriques obtenues attribuent en effet à certains trachytes des âges de 29 à 32 Ma, voire de 35 Ma, mais d’une manière générale ces roches semblent plus récentes que 30 Ma.

21 On retrouve la même succession morphoclimatique dans l’Aïr où la dernière surface pliocène datée de 3,73 ± 0,9 Ma est soumise à un creusement très rapide qui la démantèle en moins de 2 Ma.

22 Au nord du bassin, depuis 9800 BP, l’escarpement de faille d’Angamma a rejoué de 15 à 40 m par rapport au Kanem. Rive nigériane, la plage lacustre ancienne du deuxième delta de la Komadugu est soulevée de 4 à 5 m.

23 Ces lacs sont-ils les reliques d’un immense lac Tchad situé à la cote 400 et morcelé par une subsidence différentielle de 70 m en 7000 ans ? La question reste posée, en particulier, de l’origine des argiles de Doyang.

24 La Tsanaga, par exemple, ne fonctionne réellement que de juin à octobre avec une succession de crues brutales (402 l. s-1 km-2). Celles-ci se propagent très rapidement, 1,35 m. s-1 pour les débits supérieurs à 200 m3. s-1, mais se perdent dans les sables du remblai. À Bogo, la crue moyenne n’atteint plus que 180 l. s-1 km-2.

25 Les immenses casiers rizicoles de l’État du Bornou doivent être abandonnés. Les riverains et les autorités se mettent alors à suivre l’eau en territoire camerounais.

26 Barth avait déjà noté cette « flexion » du sol consécutive à l’assèchement de la deuxième moitié du XIXe siècle. De nos jours, la cuvette nord se serait enfoncée de plus de 1 m. Son remplissage en réhydratant les argiles ne relèverait le niveau que de 60 cm.

27 Au total, 500 millions de mètres cubes soustraits aux yayrés depuis sa mise en eau en 1977. En aval du barrage : 59000 ha se retrouvent hors d’eau et 50000 ne bénéficient plus que d’une faible submersion, alors que 10000 autres sont plus ou moins affectés.

28 Par exemple, en aval de la mare du mayo Sava, se développe une incision qui entaille les argiles sur 1,5 m et 10 m de long. À la fin de la saison des pluies 1987, cette ravine avait remonté sa tête de près de 40 m vers la mare.

29 Dans l’un d’entre eux s’étendant sur 18 km2, M. Detay (1987) rapporte que 523 tonnes sont exportées par kilomètre carré et par an, surtout en juin-juillet-août. Les premières pluies de juin jouent un rôle fondamental. La lame écoulée, seulement 20 % de celle d’août, est cependant responsable de 75 % de l’érosion. Ce sont les bassins montagnards qui subissent la plus forte érosion : 290 t. km-2. an-1 pour la Tsanaga, et d’une manière générale 200 à 250 t pour la majorité d’entre eux.

Table des illustrations

Légende FIGURE 1. Les dissymétries du massif de Méri
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Légende LÉGENDE. D’après les travaux de : Dumort-Peronne 1966, Hervieu 1967, Pias 1970, Tillement 1970, Mathieu et Durand 1980, Maley 1981, Déruelle et Regnoult 1983, Servant 1983, Brabant et Gavaud 1984
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Légende FIGURE 2. Les inselbergs de Loulou
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Légende FIGURE 3. Le Golda Zouelva
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Légende FIGURE 4. Le plongement du socle vers la cuvette tchadienne
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Légende FIGURE 5. L’ancrage structural du Grand Cordon
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Légende FIGURE 6. Les inselbergs de Waza
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Légende FIGURE 7. Le cadre structural du lac Tchad
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Université de Pau

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