ARIDE (DOMAINE)

ARIDE (DOMAINE)

Le domaine aride se définit à partir de critères climatiques: il correspond aux régions du globe caractérisées par un bilan hydrique déficitaire résultant, pour l’essentiel, de l’insuffisance des précipitations par rapport aux prélèvements de l’évaporation. En réalité, de nombreux autres facteurs interviennent, qui compliquent la notion d’aridité. Car il importe de tenir compte du régime des précipitations – en milieu aride, celles-ci sont non seulement faibles, mais rares et irrégulières – et de ses rapports avec le régime thermique, l’insolation, les vents, le relief...

De nombreux indices d’aridité ont été proposés. Un des plus simples est celui de Köppen (tabl. 1), qui fixe des seuils limitant les régions arides et semi-arides; pour que ce seuil d’aridité ne soit pas atteint, les pluies doivent être d’autant plus abondantes qu’elles sont concentrées en été, lorsque l’évaporation est forte.

L’aridité affecte 31 p. 100 environ des terres émergées (tabl. 2). Le domaine aride s’étend aussi bien aux latitudes tropicales qu’aux latitudes moyennes. En dépit de cette extension, les systèmes morphogéniques et les formes de relief présentent partout des traits fondamentaux communs, dont certains ont été observés dans les déserts de Mars.

1. Les climats

Les climats arides ont pour caractéristique essentielle le manque d’eau. Celui-ci apparaît quand, pour une station donnée et dans une période donnée, les pertes sont supérieures aux gains. Les apports sont dus essentiellement aux précipitations. Les pertes immédiates résultent de l’évaporation et de la transpiration des plantes (évapotranspiration). L’état de l’atmosphère (sa pression, sa teneur en eau et, surtout, sa température) détermine la quantité d’eau qui peut être évaporée et transpirée: cette «évapotranspiration potentielle» est mesurée en millimètres, comme les précipitations. Dire que l’évapotranspiration potentielle pour un mois est de 75 millimètres signifie donc que le pouvoir évaporant de l’air est tel pendant ce mois qu’une tranche d’eau de 75 millimètres peut être prélevée.

Si la quantité d’eau disponible est supérieure à l’évapotranspiration potentielle, l’«évapotranspiration réelle» est égale à celle-ci, et il restera de l’eau pour la mise en réserve dans le sol et l’écoulement; si l’évapotranspiration potentielle est supérieure à la quantité précipitée, toute l’eau est évaporée. On peut donc définir comme aride toute période où l’évapotranspiration potentielle est supérieure aux précipitations.

Un climat est d’autant plus aride que la période déficitaire est longue et que le déficit est accentué.

On traitera essentiellement des régions arides et semi-arides au sens de Köppen.

Les précipitations peuvent être faibles dans une région pour plusieurs raisons: les courants atmosphériques sont tels qu’ils ne peuvent transporter vers elle que des quantités d’eau réduites; ou bien, il n’existe pas de mécanisme capable de déclencher les ascendances d’air indispensables à la formation de la pluie. Les deux effets peuvent évidemment se combiner. Ils peuvent jouer soit aux basses latitudes, où l’on trouve des climats arides sans hiver, soit aux moyennes latitudes, où une période froide marquée existe. D’où la nécessité de distinguer deux types de climats arides.

Climats arides chauds

Les régions de climats arides chauds s’étendent normalement le long des tropiques, sauf sur les façades orientales des continents. Elles constituent une bande large d’une vingtaine de degrés de latitude. La diversité et l’inégale répartition de ces régions est frappante. Il y a des différences essentielles entre les centres et les marges.

Les marges du côté polaire ont un hiver légèrement marqué et des pluies d’hiver; une étroite zone de transition semi-aride sépare le désert vrai des régions humides de type méditerranéen qui les bordent au nord et au sud. Ainsi, à Ghardaia (Sahara), à 32⁰ 3 de latitude nord, janvier est le mois le plus arrosé. Les nuits sont froides, puisque la moyenne des températures minimales est de 4,4 ⁰C. Il est vrai que les jours sont chauds (plus de 15 ⁰C en moyenne). La pluviosité moyenne annuelle est de 73 millimètres.

Les marges du côté équatorial n’ont pas d’hiver, et les pluies tombent en été. Ainsi, à Tin Zaoutène, par 19⁰ 57 de latitude nord, les températures moyennes des nuits de janvier restent de 9 ⁰C. Le mois le plus arrosé est août, et la moyenne annuelle des précipitations est de 59 millimètres.

Les marges côtières ont souvent des caractères assez affirmés. Le long des côtes ouest des continents, les précipitations sont parfois particulièrement faibles sur une étroite bande côtière. Cependant, la fréquence des brouillards et des rosées vient dans une large mesure compenser les effets de ce phénomène. Le long des côtes des mers intérieures, comme la mer Rouge, l’humidité de l’air est forte, sans que les précipitations soient augmentées pour autant. Il en résulte un climat chaud et humide, très difficile à supporter.

Les régions centrales sont particulièrement chaudes, et les précipitations très réduites, avec parfois plusieurs années consécutives complètement exemptes de pluies. Il est très difficile d’y distinguer un régime pluviométrique, aucune période de l’année n’étant vraiment privilégiée. Toujours au Sahara et approximativement sur le méridien d’Alger, In Salah a une moyenne pluviométrique annuelle de 8 millimètres! Encore ce chiffre n’a-t-il guère de signification.

Même dans les déserts accentués, le temps change d’un jour à l’autre. Les ciels clairs sont fréquents, mais il arrive que le ciel se couvre de nuages plats ou étirés en filaments. Un fort contraste existe également entre les jours calmes et ceux où soufflent des vents qui peuvent être violents et provoquer des tempêtes de sable. D’une manière générale, les phénomènes violents ne sont pas rares dans les déserts. Des averses abondantes peuvent se produire après plusieurs années de sécheresse et gonfler rapidement les oueds, dont les crues provoquent des désastres.

Par exemple, dans le Sahara égyptien, la station de Helwan a reçu, sur une période de vingt ans, 760 millimètres de pluie au total, mais plus du quart de cette quantité est tombé durant sept averses et en quelques heures. On a relevé, dans un groupe de stations sahariennes et sur dix ans, 33 averses de plus de 30 millimètres en 24 heures.

La répartition des déserts et semi-déserts chauds présente une diversité liée à la répartition des reliefs et des continents. On peut distinguer trois types de localisation:

– Les grandes masses homogènes , axées sur le tropique.

La suite la plus impressionnante est formée par l’ensemble «saharo-arabe», qui s’étend de l’Atlantique jusqu’à la péninsule arabe et au-delà du golfe Arabo-Persique, puisqu’un désert frange les côtes sud du Bélouchistan et de l’Iran et longe la basse vallée de l’Indus. Séparées de cet ensemble par les montagnes de l’Iran occidental, les régions basses du plateau central iranien sont également chaudes et arides. Tout cet ensemble est bordé par une zone semi-aride, dont les limites précises sont difficiles à fixer, car les transitions avec les régions plus humides se font progressivement. Ce rivage du désert, ou sahel, est particulièrement important en Asie; l’essentiel de ce qu’on appelle le désert de Thar est en fait une zone de transition semi-aride de ce type. L’aridité est également atténuée dans les montagnes, plus fraîches et plus arrosées. Même dans le Hoggar, cet effet est sensible, mais il intéresse des régions beaucoup plus importantes au Yémen et le sud-ouest de l’Iran.

Dans l’hémisphère Sud, de grands déserts de plateaux et de plaines au dessin simple s’étendent en Australie et en Afrique australe (Kalahari). En Australie, le désert occupe la plus grande partie du continent à l’exception de régions au nord du 17^e degré de latitude sud et au sud du 30^e degré de latitude sud, et de la partie orientale.

On peut encore rattacher à ce type les déserts arides chauds de l’Amérique du Nord qui, bien que fractionnés à l’extrême par la complexité du relief, sont répartis en deux ensembles: l’un, autour du golfe de Californie, comprend notamment l’essentiel de la péninsule de Baja California; l’autre s’échelonne sur les plateaux qui vont de Santa Fe (Nouveau-Mexique, États-Unis) jusqu’au nord de Mexico. Les montagnes qui encadrent ces ensembles sont, à basse altitude, semi-arides et chaudes.

– Les bandes arides allongées occupent les façades occidentales des continents: dans l’hémisphère Sud, les déserts s’avancent en bandes étroites, très loin vers l’équateur. En Afrique, le Kalahari se prolonge vers le nord; la semi-aridité s’observe jusque vers le 8^e degré, c’est dire qu’elle est plus proche de l’équateur de 700 à 800 kilomètres par rapport à la marge subdésertique de l’Afrique occidentale dans l’hémisphère Nord. Ce même phénomène est plus spectaculaire encore en Amérique: une étroite bande aride s’étend du 30^e au 4^e degré de latitude sud, jusqu’aux environs de la baie de Guayaquil.

– Les enclaves semi-arides des très basses latitudes intéressent quelques régions semi-arides dispersées, situées à des latitudes très proches de l’équateur, voire le long de celui-ci: c’est le cas du centre de la péninsule indienne, des côtes de l’Afrique orientale (Somalie), du nord du Venezuela, des Antilles néerlandaises, enfin du nord-est du Brésil.

Les régions arides chaudes sont dues essentiellement à l’existence de chapelets de cellules d’air continental, sec et subsident, correspondant à des hautes pressions subtropicales. Ces anticyclones ne sont pas favorables au déclenchement de la pluie. Ils sont en effet le siège de phénomènes de subsidence, où l’air descend et tend à se tasser, avant de diverger en surface. Dans ces conditions, l’air se réchauffe et s’éloigne de son point de condensation. Les anticyclones maintiennent en quelque sorte une protection contre les perturbations pluvieuses, telles qu’il en passe plus au nord ou plus au sud. Le rôle des anticyclones et leur aspect sont différents selon la saison.

En hiver, les hautes pressions sont marquées en surface: il y a soit une cellule anticyclonique limitée au continent tropical, séparée par un couloir de basses pressions relatives (col isobarique) de cellules centrées sur les océans voisins, soit des cellules uniques s’étendant à la fois sur les océans et les continents; les anticyclones ont une position fortement décalée vers les basses latitudes. Certains jours, des perturbations comparables à celles qui parcourent les moyennes latitudes peuvent pénétrer sur les marges polaires des régions arides et donner des temps plus froids, ainsi que quelques pluies. Mais ce genre d’événement reste rare. La faible nébulosité favorise le refroidissement nocturne, d’autant plus important que la latitude est élevée. Mais les jours ensoleillés sont chauds.

En été, les conditions changent radicalement dans les basses couches de l’atmosphère: la très forte activité solaire provoque la formation d’une dépression thermique dans les deux ou trois premiers kilomètres de l’atmosphère. Au-delà de cette dépression, dont l’axe est situé approximativement le long du tropique, la pression remonte vers l’équateur: il circule donc, entre ce dernier et le centre des déserts, des courants d’ouest à sud-ouest dans l’hémisphère Nord, d’ouest à nord-ouest dans l’hémisphère Sud. Ces courants peuvent provenir de masses océaniques et transporter de grandes quantités d’eau. C’est le cas, par exemple, des vents du sud-ouest qui soufflent sur l’Afrique occidentale en provenance du golfe de Guinée. Ces vents humides sont affectés de perturbations. Cependant, les anticyclones se maintiennent en altitude, si bien que l’air humide des basses couches est recouvert d’une sorte de «couvercle» d’air subsident, dont le tassement gêne considérablement le déclenchement des pluies. Ces faits expliquent le maintien de l’aridité au centre même de la dépression de surface, bien qu’une mince pellicule d’air humide puisse l’atteindre certains jours. Le passage des dépressions et les courants humides permettent cependant la formation de pluies de plus en plus abondantes à mesure qu’on s’approche de l’équateur. On comprend ainsi que les marges équatoriales de nos zones arides aient quelques pluies en été.

Les hautes pressions subtropicales forment rarement une ceinture continue autour du globe, même en hiver. Elles sont en général fragmentées en cellules, séparées par des cols. Les cellules situées sur les océans sont les plus persistantes, puisqu’elles existent à tous les niveaux de l’atmosphère en été comme en hiver.

Cette fragmentation en cellules de hautes pressions a deux conséquences géographiques importantes:

– L’absence de déserts sur les façades orientales des continents. Des anticyclones océaniques s’échappent des vents qui tournent dans le sens des aiguilles d’une montre (hémisphère Nord), ou en sens inverse (hémisphère Sud). Dans le cas de l’Atlantique nord, par exemple, on voit que, près de la côte africaine, il y a des vents de nord passant au nord-est, puis un grand courant d’est devenant est-nord-est sur l’océan: c’est l’alizé. Cet alizé est incapable d’apporter des pluies en Afrique, puisqu’il s’éloigne des côtes de ce continent. De plus, près de son origine, il est le siège de phénomènes de subsidence qui provoquent une inversion de température. Au contraire, sur les côtes américaines, l’alizé chargé d’humidité par son passage sur l’océan souffle nettement de la mer vers la terre, où il apporte des pluies.

– L’allongement en latitude de certains déserts côtiers , comme ceux de l’Amérique du Sud, est dû au dessin de la côte qui est constamment sous l’influence de l’alizé sec. Les conditions d’aridité ne disparaissent qu’à la faveur d’un changement de direction du rivage, comme c’est le cas au nord de la baie de Guayaquil.

Les régions arides de très basse latitude sont dues à des combinaisons, défavorables à la formation des pluies, des courants atmosphériques et marins dominants, du dessin des continents et des axes de relief. Par exemple, l’Afrique orientale est trop éloignée de l’Atlantique pour en recevoir des vents humides. Il n’arrive pas non plus d’air humide de l’océan Indien pendant l’été: durant cette saison, l’océan est traversé par des vents soufflant d’ouest en est, laissant sur leur gauche la grande dépression barométrique de l’Arabie et du nord-ouest de l’Inde.

Climats arides froids

Les climats arides froids s’opposent aux précédents par l’existence d’un hiver marqué. Il a bien fallu fixer un seuil définissant les températures au-dessous desquelles on peut considérer qu’il existe une vraie saison froide. En fait, deux seuils significatifs sont en général retenus: lorsque les températures moyennes du mois le plus froid sont inférieures à 15-18 ⁰C, le climat n’est plus vraiment chaud en permanence. Les climats à hiver vraiment froid sont ceux où la température moyenne est négative pendant un ou plusieurs mois.

Les régions arides froides apparaissent évidemment là où les mécanismes qui diminuent les précipitations jouent à de hautes latitudes. Ainsi, sur le territoire de l’ex-U.R.S.S., les zones arides s’étendent du 35^e au 55^e parallèle environ (alors que la limite nord du Sahara suit approximativement le 30^e parallèle). Ces mécanismes doivent beaucoup au dessin des continents, à leur taille, et au relief. Il est donc impossible de les étudier par grands ensembles, comme nous avons pu le faire pour les déserts chauds, beaucoup plus étroitement liés à un phénomène assez simple de circulation atmosphérique. Le seul trait commun des déserts et semi-déserts froids est leur extension dans les parties centrales des continents. On comprend donc qu’ils soient surtout présents dans l’hémisphère Nord.

En Eurasie , les zones arides sont très vastes en raison de la grande extension des masses continentales aux moyennes et hautes latitudes.

On peut distinguer, dans cet énorme ensemble qui va de la mer Noire à la Mongolie et du 55^e degré de latitude nord au Tibet, trois types de déserts:

– Les déserts de haute altitude d’Asie centrale. S’égrenant des vallées du Tibet à la Mongolie, au Xinjiang et à la Dzoungarie, ils sont caractérisés par un froid hivernal très accentué, qui succède à un été chaud pendant lequel tombent de rares pluies (la tranche d’eau annuelle est de l’ordre de 200 mm). Ce rythme saisonnier est analogue dans tout l’ensemble centre-asiatique, mais des nuances importantes sont introduites par l’altitude et par la position; ainsi, au sud, des flux d’air plus chaud pénètrent dans les vallées et à Lhassa, à 4 000 mètres d’altitude, les poiriers fleurissent en avril. De même, la pluviosité, qui diminue régulièrement d’est en ouest, varie avec l’exposition.

Le relief, la circulation atmosphérique, les conditions locales du bilan radiatif rendent compte de ce rythme saisonnier: en effet, le cœur de la masse continentale se refroidit considérablement en hiver et il s’y forme un anticyclone, peu épais d’ailleurs mais très marqué, dont le centre oscille entre le lac Baïkal et la Mongolie. Cette cellule anticyclonique, génératrice de temps clairs et froids, est surmontée de vents d’ouest violents qui n’apportent que très peu de pluies. En été, la situation inverse se produit, les vents d’ouest tendent à prédominer mais n’apportent guère d’humidité car l’éloignement de l’océan est trop grand et la barrière himalayenne très puissante. En revanche, les pluies sont apportées par des vents d’est, prolongement lointain et très affaibli de la mousson asiatique.

– Les déserts froids de l’Asie moyenne et du sud-est de l’Europe. Ils forment deux ensembles: l’un, semi-aride, s’étend du nord de la mer Noire au nord du Caucase et à la région aralo-caspienne; l’autre, plus aride, couvre les régions allant de la mer Caspienne aux montagnes du Sud-Est de l’ex-U.R.S.S., jusqu’à une ligne allant du golfe de Kara-Bougaz à Tachkent. Dans ces régions, l’hiver reste froid et sec, tandis que l’été est très chaud; les pluies tombent surtout à la fin du printemps et au début de l’été et diminuent rapidement du nord vers le sud. Les auteurs soviétiques ont qualifié ces déserts par l’expression «à latence hivernale». Leurs caractères s’expliquent par la circulation anticyclonique: l’hiver, les vents issus de l’anticyclone mongol, froids et secs, dominent toute la région qui est presque complètement hors d’atteinte des perturbations pluvieuses d’ouest qui règnent sur l’Europe occidentale; en été, au contraire, quelques perturbations en provenance de l’Atlantique et de la Méditerranée atteignent la région et ne donnent que très peu de pluie, de moins en moins au fur et à mesure qu’on se déplace vers le sud et l’est. La concentration pluvieuse du début de l’été semble due au courant de perturbation qui est plus actif au moment où il s’installe.

– Les régions arides méridionales. Elles s’étendent au sud de la ligne Kara-Bougaz-Tachkent et assurent la transition avec les déserts et steppes chauds de l’Iran et du Moyen-Orient. L’hiver y est moins rigoureux que dans les régions précédentes; le printemps, rapide, est assez bien arrosé, mais l’été est très chaud et très sec. Ces régions où l’hiver et l’été sont défavorables à la végétation ont été appelées par les auteurs soviétiques «déserts à double latence».

Les caractères hivernaux ont les mêmes causes que dans la région précédente mais, au printemps, l’inhibition par les circulations anticycloniques disparaît et les perturbations d’ouest connaissent alors un maximum d’activité que traduit le maximum des précipitations. En été, une nouvelle inhibition apparaît, qui résulte de l’avancée vers le nord de la ceinture anticyclonique subtropicale.

En Amérique du Nord , les régions arides froides se réduisent aux bassins intramontagnards et aux piémonts semi-arides de l’est des Rocheuses , où les hivers secs sont comparativement moins froids que dans les plaines asiatiques; l’augmentation des températures s’accompagne de précipitations de plus en plus fortes avec un double maximum en mai et en juillet; plus au sud, l’aridité augmente et il n’y a plus qu’un seul maximum pluviométrique en plein été. La sécheresse hivernale est due, comme en Asie, à des anticyclones, moins puissants cependant; en été, la région est soumise aux perturbations violentes qui arrivent du golfe du Mexique et dont les effets s’atténuent progressivement vers l’ouest; la pluviosité diminue donc dans la même direction.

L’Amérique du Sud est la seule terre de l’hémisphère Sud à être assez haute et assez allongée en latitude pour avoir des déserts froids qui sont les déserts intra-andins et les régions arides du sud de l’Argentine ; celles-ci sont situées dans la zone des grands vents d’ouest et des perturbations de moyennes latitudes. Mais ces perturbations n’apportent guère de pluies sous le vent des reliefs, d’autant que le courant d’altitude subit une torsion anticyclonique au passage de la montagne, ce qui provoque une inhibition supplémentaire des pluies: l’aridité prévaut jusqu’au 50^e degré de latitude sud et dans une région très proche de l’Atlantique.

2. Les systèmes morphogéniques

Sur le plan de la géodynamique externe, le domaine aride se caractérise par des systèmes morphogéniques originaux.

Actions météoriques

Les actions météoriques montrent la prépondérance des processus mécaniques sur les processus physico-chimiques et biochimiques. Cette prépondérance se traduit par la texture grossière des formations superficielles les plus répandues, éboulis, regs, qui constituent une véritable «livrée du désert».

L’importance relative de l’activité des processus mécaniques tient au caractère très contrasté des manifestations météoriques. L’ampleur des variations thermiques, annuelles et surtout diurnes, s’exerçant sur des affleurements rocheux en général dénudés, provoque sans doute une thermoclastie responsable d’une exfoliation en grandes lames. Dans les milieux arides à gel hivernal en présence d’eau (pluies, rosées ou condensations occultes), la cryoclastie est en tout cas indéniable et plus efficace dans le débitage des roches. Mais l’intervention de l’eau se manifeste aussi en fonction de l’alternance rapide d’humectations et de dessiccations. Dans ces conditions, les minéraux très sensibles à l’hydratation, tels les micas, les feldspaths et surtout les minéraux argileux, subissent des variations de volume à l’origine de dislocations et de désagrégations granulaires. Pour certains auteurs, l’intervention des sels, souvent abondants dans l’atmosphère des déserts côtiers et dans l’environnement des grandes dépressions fermées salées, intensifierait ces actions. Dispersés par le vent, leur pénétration en solution dans les fissures des roches provoquerait, par cristallisation, des tensions génératrices de desquamations et de désagrégations. C’est l’haloclastie (Salzsprengung des auteurs allemands).

Dans les régions d’aridité atténuée, la dissolution par l’eau n’est pas à négliger. Ainsi, les cailloux calcaires des regs présentent parfois des vermiculures dues aux rosées. Mais cette action est aussi à l’origine de migrations de sels fort importantes, génératrices d’une gamme très variée de formations superficielles et subsuperficielles résultant de leur dépôt par évaporation. Des actions de dissolution et d’exsudation limitées à une mince tranche rocheuse développent des patines ou des vernis , calcaires, siliceux ou ferro-manganiques. Des déplacements plus massifs engendrent des croûtes et des encroûtements qui sont caractéristiques des régions arides. Calcaires, gypseux, siliceux ou ferrugineux, leurs types varient aussi selon leurs structures et leurs modes d’insertion dans le paysage. Leur genèse met donc en jeu des phénomènes divers dont les modalités, souvent mal élucidées encore, apparaissent fort complexes. Dans certains cas, la concentration de sels résulte de migrations verticales après dissolution par les eaux d’infiltration, ou de remontées depuis des nappes phréatiques (formations autochtones). Dans d’autres cas, il faut envisager des déplacements latéraux plus ou moins amples, soit en surface par les ruissellements diffus, soit intraformationnels par lessivage oblique (formations allochtones). Parfois le vent peut intervenir en assurant un saupoudrage de poussières salines prélevées en surface des dépressions fermées ou aux embruns des régions côtières.

Par contre, l’altération chimique et biochimique reste limitée par l’aridité et la pauvreté de la végétation. Ses actions sont embryonnaires et localisées le long des fissures. En fait, les phénomènes de pédogenèse, qui concernent surtout le domaine semi-aride, ne dépassent pas un stade d’évolution élémentaire caractérisé par une faible différenciation des profils des sols.

Processus morphogéniques

L’activité des processus morphogéniques s’exerce sur les produits de ces actions météoriques comme sur les éléments des roches meubles. Ils assurent simultanément leur ablation, leur transport et leur dépôt. Sur les versants, l’évacuation des matériaux provient d’abord d’une action directe de la gravité, génératrice des éboulis concentrés à leurs bases, ou d’un creeping principalement d’origine thermique. Les ruissellements pluviaux élémentaires interviennent aussi, soit sous forme diffuse, en minces films ou selon une multitude de filets sinueux et anastomosés, soit concentrés dans les ravineaux des secteurs lacérés en bad-lands . Par suite de la sécheresse, la solifluction ne saurait être qu’exceptionnelle.

Mobilisés ainsi vers les piémonts, les matériaux y sont pris en charge par des types d’écoulement très originaux dont l’importance relative varie surtout selon le degré d’aridité. Leur intervention, intermittente, se manifeste lors de crues brutales et spasmodiques déclenchées par les pluies d’une intensité et d’une durée suffisantes pour assurer un dépassement du seuil d’écoulement. Elle s’exerce linéairement ou spatialement. Dans le premier cas, on a affaire à des oueds strictement localisés par des berges dans des lits souvent larges et sillonnés de chenaux. Dans le second cas, les eaux se distribuent entre des rigoles sinueuses, anastomosées et instables, constituant un rill-wash , ou submergent les piémonts en une nappe ruisselante de quelques centimètres seulement d’épaisseur appelée sheet-wash . Des pluies d’une intensité et d’une durée exceptionnelles, concentrées dans des impluviums montagnards, peuvent provoquer le déversement sur les piémonts de nappes d’eaux boueuses et turbulentes, parfois d’une trentaine de centimètres d’épaisseur. Ce phénomène de sheet-flood , décrit pour la première fois par l’Américain William John McGee en 1897 à propos du désert du Sonora, semble en réalité très rare par rapport aux types précédents.

Enfin, le vent trouve dans les milieux arides des conditions favorables à ses activités de déflation, de transport et de dépôt. La médiocrité de la végétation supprime toute entrave majeure à ses entreprises et la sécheresse facilite la mobilisation des particules éolisables. Par ailleurs, l’intensité du réchauffement développe les turbulences indispensables à leur prise en charge. Les tourbillons de poussières aux trajectoires capricieuses sont une des curiosités du désert aux heures les plus chaudes de la journée.

Au total, actions météoriques et processus morphogéniques combinent leurs effets dans le cadre de systèmes morphogéniques variables selon les types d’aridité, mais aussi selon les données locales, tant lithologiques que topographiques. Leurs traits fondamentaux restent cependant assez semblables pour que leurs activités se traduisent par l’élaboration de formes de relief présentant une incontestable parenté.

3. Les familles de formes de relief

Certaines formes de relief tirent leur originalité de leur modelé; d’autres apparaissent véritablement spécifiques du milieu, en raison de leur fréquence comme de la diversité de leurs types.

Formes structurales

Le relief des régions désertiques se signale par la netteté des formes structurales. Celle-ci résulte du simple aménagement, en milieu aride, d’un ensemble géomorphologique hérité d’époques bioclimatiquement plus favorables aux attaques de l’érosion. En fait, les systèmes morphogéniques de tels milieux, peu producteurs de débris, assurent surtout un minutieux nettoyage des affleurements de roches meubles, grâce aux ruissellements diffus et, le cas échéant, au vent. Aussi le modelé d’érosion différentielle y atteint-il une précision nulle part égalée.

L’armature structurale du relief apparaît particulièrement bien mise en valeur dans les régions sédimentaires où alternent des roches plus ou moins résistantes à l’érosion. Dans les séries aclinales, les plateaux structuraux définis par les bancs calcaires ou gréseux, cuirassés ou non par des croûtes, constituent des hamadas d’une remarquable planitude. Des buttes témoins qui proviennent de leur dissection, les gour (sing. gara ), précèdent leurs rebords escarpés. La pierraille anguleuse de regs de dissociation parsème toutes ces surfaces monotones, à la suite de la fragmentation de la roche ou de son revêtement de croûte. Les patines et les vernis qui enduisent leurs éléments comme leur soubassement rocheux prouvent le caractère inactuel des actions mécaniques responsables.

En structure monoclinale, les fronts des cuestas présentent des profils transversaux couronnés de vigoureuses corniches de calcaire ou de grès. Sur les talus, très tendus, les moindres différenciations lithologiques dans le matériel meuble se manifestent par des replats bien dessinés. La même vigueur des profils caractérise les formes jurassiennes dégagées dans les structures plissées. Des crêtes et des barres rigides y cernent des courbes ou des monts dérivés, minutieusement nettoyés. On signalera, en particulier, les beaux alignements de chevrons nés de la dissection des formes monoclinales par des percées cataclinales successives, les foums ou khenegs sahariens, régulièrement espacés. Dans tous les cas, des voiles d’éboulis de gravité, minces et discontinus, laissent entrevoir çà et là la roche des versants.

Dans les boucliers désertiques qui correspondent aux socles cristallins de l’Afrique, de Madagascar, de l’Australie, tout comme en certaines régions du sud-ouest des États-Unis, des formes structurales plus étranges surplombent de vastes et monotones surfaces d’aplanissement. Ces reliefs, différents suivant leurs aspects et leurs dimensions, méritent bien leur nom d’inselberg , ou inselgebirge ; ils se présentent comme des îles ou îlots, isolés ou groupés en archipels dominant abruptement des horizons uniformes et démesurés.

Pour désigner de simples pitons peu élevés, les Anglais ont adopté le mot celtique de tor ; les Américains appellent knob et nubbin les bosses et chicots rocheux; quand il s’agit d’importants amoncellements ruiniformes, on emploie volontiers le terme de castle-kopje , emprunté aux auteurs sud-africains. Enfin, le nom de dos de baleine (whale back ) s’applique aux affleurements granitiques convexes et surbaissés qui émergent à peine au-dessus des plaines dénudées.

Dans tous les cas, le caractère structural de ces reliefs se manifeste d’abord par leur stricte correspondance avec des roches cristallines différentes de celles de leur environnement immédiat, par leur nature, leur texture ou leur structure. On constate la coïncidence de leurs versants avec les surfaces courbes des diaclases qui débitent les coupoles granitiques, comme avec les plans de fissuration du matériel volcanique. Ainsi s’explique l’étonnante raideur de pentes qui peuvent dépasser 45⁰. Des lames de roche, ou des blocs, s’y maintiennent pourtant en équilibre à la faveur d’irrégularités de détail des profils. Mais la plupart se rassemblent à la base des versants en éboulis de gravité, peu abondants d’ailleurs.

Toutes ces formes constituent de très vieux reliefs dégagés, dès l’ère secondaire au moins, par une érosion différentielle dont on ignore les modalités, tels les beaux inselbergs du Nord-Cameroun. Mais leur modelé même date d’un passé plus récent moins aride, comme en témoignent les vernis vieux de plusieurs millénaires qui recouvrent, presque sans discontinuité, versants rocheux et blocs éboulés. Selon les roches et les régions, ce modelé résulterait de desquamations et d’exfoliations par cryoclastie ou thermoclastie, d’altérations biochimiques responsables des désagrégations granulaires engendrant, par exemple, les boules de granite creusées de taffoni . Une aridification du climat, responsable de l’élaboration de vernis protecteurs, expliquerait la quasi-immunité actuelle du relief. Mais les caractéristiques du modelé des plaines montrent que cette évolution quaternaire a été singulièrement complexe.

Pédiments et glacis

Toutes ces formes structurales dominent des plaines au modelé original; elles affectent, dès leurs bases, l’allure de vastes plans inclinés et uniformes, de moins en moins incisés vers l’aval, par des lits d’oueds animés seulement lors des crues déclenchées par de fortes pluies. Les profils transversaux, tracés selon des axes perpendiculaires à l’orientation des reliefs situés en amont, présentent des pentes très tendues, de sept à huit degrés en moyenne. Mais elles peuvent à l’amont atteindre une quinzaine de degrés, pour décroître très régulièrement pendant plusieurs kilomètres jusqu’à devenir presque nulles à proximité des niveaux de base locaux. Cette évolution implique une très légère concavité, le raccord des versants et des reliefs se caractérisant parfois par une nette rupture de pente appelée knick . Lorsque les reliefs d’amont n’offrent pas de concentrations hydrographiques, les profils longitudinaux atteignent une perfection telle qu’ils sont quasi horizontaux. Dans le cas contraire, des cônes très aplatis correspondent aux débouchés des gorges qui échancrent ces reliefs; leur coalescence latérale donne des profils légèrement vallonnés, de moins en moins accentués vers l’aval. De toute façon, cette différenciation topographique reste assez faible pour ne pas détruire l’horizontalité que leur confère l’observation à distance.

Ces plans inclinés de part et d’autre des reliefs structuraux portent des noms différents selon leurs rapports avec les données structurales: les formes d’érosion qui tranchent le matériel cristallin d’un socle sont appelées pédiment . Leur association en une vaste surface constitue la pédiplaine de L. C. King. Les formes comparables développées dans les formations meubles des séries sédimentaires, sables, grès sableux, argiles ou marnes, en contrebas de reliefs armés par des calcaires ou des grès compacts, portent le nom de glacis d’ablation , terme qui souligne leur identité avec les plans inclinés en avant d’une fortification. Dans les structures monoclinales et plissées, ils sont dits de front ou contraires si leurs pentes s’orientent en sens inverse du pendage des strates, de revers ou conformes dans le cas inverse.

D’une façon générale, les pédiments comme les glacis d’ablation ne sont pas nus, à moins d’avoir été balayés par un nettoyage postérieur à leur élaboration, des couvertures de formations quaternaires originales qui les recouvrent et masquent les soubassements rocheux préalablement tranchés par l’érosion. Leurs épaisseurs n’excèdent pas quelques mètres à l’amont, puis décroissent vers l’aval jusqu’à se réduire à de simples pellicules, de telle sorte que leur existence n’affecte guère l’allure des profils définis par l’ablation dans les roches sous-jacentes. Lorsqu’il s’agit de très vastes piémonts, elles peuvent même disparaître vers l’aval. Le matériel rocheux, tranché par l’érosion, affleure alors dans le prolongement des couvertures quaternaires d’amont.

Les coupures dues aux oueds révèlent la nature alluviale de ces couvertures. Leurs éléments caillouteux, issus d’une fragmentation des affleurements de roches compactes des reliefs, sont d’abord de calibres grossiers, subanguleux, mal triés et peu structurés. Vers l’aval, les émoussés augmentent corrélativement avec la diminution du calibre moyen, tandis que se précise une structuration en longues et minces lentilles aux éléments mieux triés. Très souvent, ce matériel est cimenté à son sommet par des encroûtements ou revêtu par des croûtes. Ces formations typiques des milieux arides sont très diverses selon leur nature calcaire, gypseuse, siliceuse ou ferrugineuse, et selon leur structure. Elles assurent une protection efficace contre le ravinement aux alluvions des couvertures. Mais elles n’existent pas dans les déserts hyperarides actuels. De véritables pavages de regs de déflation les remplacent, engendrés par la concentration en surface d’éléments grossiers alluviaux dus au vannage éolien de leurs éléments fins. Les regs d’alluvions répandus sur les croûtes et les encroûtements n’atteignent guère cette densité, et ils se différencient également des regs de dissociation des hamadas par l’origine allochtone de leurs éléments, comme par des émoussés liés à leur mise en place par des ruissellements.

Aux plaines désertiques modelées en pédiments et en glacis d’ablation, il convient d’ajouter celles qui se sont développées à la faveur d’une puissante accumulation. Elles apparaissent parfois à l’aval des précédentes, réalisant alors une combinaison géomorphologique définie il y a quelques décennies par D. Johnson dans l’ouest aride des États-Unis. Mais dans certains piémonts semi-arides des Andes, aussi bien que dans ceux des hautes montagnes de l’Asie centrale, ces glacis d’accumulation édifiés sur des substratums rocheux non aplanis se développent dès la base des reliefs. Ils définissent des plaines construites, qui s’opposent aux pédiplaines rocheuses des boucliers désertiques comme aux glacis d’ablation façonnés dans les marges des moyennes montagnes.

L’explication de la genèse de ces formes originales pose des problèmes d’autant plus complexes qu’on ne connaît guère, pour l’instant, de régions caractérisées par des pédiments ou des glacis fonctionnels. Partout les uns et les autres se détruisent au rythme d’une dissection engendrée par les écoulements de crue actuels, fondamentalement linéaires. Il en résulte, par endroits, des modelés en bad-lands caractéristiques. Toutes les interprétations génétiques reposent donc sur l’analyse de formes et de dépôts hérités d’un passé quaternaire. Elles visent à la fois à la restitution des modalités de leur genèse et à la définition des milieux bioclimatiques correspondants. Bien des incertitudes subsistent encore sur ces deux points.

On ne saurait plus douter aujourd’hui du rôle primordial de l’ablation latérale dans le développement des pédiments comme des glacis d’ablation, idée émise dès 1931 par D. Johnson dans sa théorie de la «lateral corrasion». Cette action est liée à des crues épisodiques d’écoulements armés par des charges caillouteuses issues de la fragmentation, qui s’exerce sur les affleurements de roches cohérentes des reliefs. Ces derniers jouent donc, à la fois, le rôle d’impluviums et de fournisseurs d’abrasifs à partir des débris prélevés par des ruissellements élémentaires sur leurs versants. L’incapacité des écoulements à se concentrer dans les plaines, par creusement linéaire, résulterait du dépôt progressif des éléments grossiers de leurs charges réalisant un pavage protégeant les formations meubles. Dans ces conditions, la puissance nette de ces écoulements ne saurait exercer qu’une action latérale. Vers l’aval s’édifieraient les glacis d’accumulation situés en deçà des niveaux de base. Lorsque de très hautes montagnes fournissent des masses considérables de débris, cet effet de surcharge peut se manifester dès leurs bases et s’exprimer, alors, par la construction de piémonts d’accumulation constitués de cônes d’alluvions coalescents.

Des différences fondamentales séparent pourtant la genèse des pédiments de celle des glacis d’ablation. Elles tiennent aux propriétés mécaniques opposées de leur matériel rocheux respectif. Car on conçoit bien que l’ablation latérale puisse s’exercer directement sur les éléments constituant les roches meubles des séries sédimentaires dans lesquelles se développent les glacis d’ablation. Dans le cas des pédiments, par contre, cette action implique nécessairement un ameublissement préalable, par météorisation, d’un matériel cristallin initialement résistant aux actions mécaniques. On peut alors envisager leur façonnement dans le cadre de deux hypothèses. L’une d’elles repose sur la simultanéité des actions météoriques et de l’ablation latérale. Elle suppose l’établissement et le maintien d’un équilibre délicat entre deux activités de nature fondamentalement différente, nécessaire pour expliquer la remarquable uniformité des profils. Aussi peut-on lui préférer l’explication qui conçoit ces mêmes phénomènes dans la perspective d’une succession liée à l’instabilité du milieu bioclimatique. Au cours d’une phase chaude et d’aridité atténuée, l’altération biochimique provoquerait l’ameublissement de la roche, l’activité des processus morphogéniques restant bloquée par la protection due à la couverture végétale. Sa destruction partielle, à la suite d’une aridification du climat, paralyserait l’altération mais permettrait le façonnement des pédiments dans les roches antérieurement altérées, au niveau du front d’altération. L’exploitation de cette idée féconde, exprimée notamment par S. Passarge dès le début du XX^e siècle, a donné naissance à la théorie moderne de la biorhexistasie.

Dans cette perspective, les combinaisons de glacis réalisées dans les piémonts prennent une signification particulière. Ceux des Atlas nord-africains, par exemple, présentent ainsi jusqu’à cinq niveaux de glacis d’ablation étagés, tous datés du Quaternaire. Quelques buttes témoins et des lanières d’interfluves représentent les plus anciens, le plus récent se réduisant très souvent à une basse terrasse progressivement étalée vers l’aval, à peine au-dessus des lits des oueds actuels. La restitution des profils transversaux met en évidence, d’une façon générale, leur convergence vers l’aval. Dans les piémonts construits, le même phénomène s’exprime par l’existence de vestiges de glacis d’accumulation emboîtés.

Ces combinaisons impliquent une morphogenèse quaternaire caractérisée par une alternance de phases d’ablation latérale, ou d’accumulation de nappes d’alluvions, avec des phases de creusement linéaire. L’analyse géomorphologique combinée avec l’étude des dépôts associés permet de démontrer le rôle primordial de l’instabilité du milieu bioclimatique dans l’explication de ces discontinuités: à des périodes dites pluviales , aux climats plus frais et caractérisés par une atténuation de l’aridité, correspondent des systèmes morphogéniques avec fragmentation par le gel, et des écoulements diffus qui engendrent les glacis, d’ablation ou d’accumulation, selon le cas. Pendant les périodes interpluviales , des climats plus chauds et relativement plus arides paralysent les actions météoriques et provoquent une concentration des écoulements en oueds aux crues raréfiées responsables de leur dissection. À la fin du pluvial, le réchauffement et l’assèchement s’expriment par la mise en place des couvertures alluviales et l’élaboration de croûtes ou d’encroûtements. En raison de l’amortissement progressif des fluctuations «humides», l’évolution du climat s’effectue dans le sens d’une aridification croissante depuis le Villafranchien. Dans les cas extrêmes, elle conduit à une quasi-immunité du relief à l’époque actuelle.

Les pédiments n’ont guère enregistré avec autant d’évidence les effets de ces séquences morphoclimatiques. Il faut y voir une manifestation supplémentaire des particularités de leur genèse, liées à leur développement dans du matériel cristallin. En fait, le creusement linéaire, pendant un interpluvial, doit être bientôt bloqué par la roche saine, après le nettoyage de vestiges éventuels du manteau d’altérite élaboré au cours du pluvial antérieur, ce qui supprime toute possibilité d’étagement. Dans ces conditions, l’instabilité du milieu bioclimatique ne saurait se traduire que par l’enlèvement des tranches rocheuses ameublies durant les pluviaux successifs. L’étagement de pédiments reste exceptionnel, toujours limité, semble-t-il à deux niveaux. Encore est-il permis de se demander si ces étagements ne représentent pas plutôt d’anciennes surfaces d’aplanissement, simplement façonnées en pédiments à la faveur de l’aridification du climat au Quaternaire.

Dépressions fermées

Les plaines et piémonts désertiques d’ablation ou d’accumulation convergent en général vers des dépressions fermées, ou vers des oueds collecteurs qui y conduisent. Leur fréquence concrétise l’énorme prépondérance de l’endoréisme sur l’exoréisme, conséquence logique du déficit en eau des régions arides.

Les dépressions fermées, exception faite des cuvettes karstiques du type doline, telles les dayas des hamadas nord-africaines, constituent un des traits majeurs et des plus austères des paysages arides. Leur nom diffère selon les régions: sebkha et garaa en Afrique du Nord, kewir en Iran, playa dans l’ouest des États-Unis, salar ou salina dans les déserts sud-américains, takyr dans ceux de l’Asie centrale. En fait, ces diverses dénominations ne s’appliquent pas toujours aux mêmes réalités, car les dépressions fermées présentent des types variés, selon les détails de leur modelé, la nature de leurs formations superficielles et leurs caractéristiques hydrologiques. On ne retiendra ici que les deux types les plus opposés, qui correspondent en pays nord-africains aux termes de garaa et de sebkha.

Les garaas sont des dépressions fermées peu salées, à régime hydrologique superficiel sous la dépendance de la fréquence et de l’ampleur des crues des oueds périphériques. De dimensions variables, elles offrent toujours une topographie remarquable par sa planitude apparente. Le raccord avec les piémonts adjacents s’effectue de façon progressive, de sorte que seuls des changements dans la végétation peuvent permettre de déterminer leurs limites. Dans bien des cas, ils aboutissent rapidement à une complète dénudation.

Au point de vue hydrologique, des périodes d’ennoyage et d’assèchement alternent. L’originalité de ce régime réside dans l’absence de tout rythme bien déterminé, reflet de l’irrégularité de la pluviosité qui règle le déclenchement, la durée et le volume des crues des oueds tributaires.

L’assèchement succède à l’ennoyage par suite des prélèvements de l’infiltration et surtout d’une intense évaporation durant la saison sèche. Il provoque la sédimentation du matériel fin – sables, limons et particules colloïdales – apporté par les crues. La dessiccation postérieure engendre le développement de fentes de retrait organisées en réseaux de polygones d’une remarquable régularité. Leurs dimensions et l’épaisseur du dépôt dépendent pour l’essentiel de la texture des éléments comme de la nature et des teneurs en sel. Les argiles carbonatées des takyr, par exemple, forment une croûte durcie débitée en petits pavés. Dans tous les cas, ces revêtements n’offrent guère de prise à la déflation en raison de leur compacité. Plus encore que la présence des sels, c’est elle qui contrecarre l’implantation d’une végétation. Aussi, les apports des crues successives s’additionnent. La topographie des garaas a l’étonnante uniformité de toutes les constructions alluviales; au fur et à mesure de l’exhaussement, leurs marges empiètent sur les piémonts et favorisent l’édification de glacis d’accumulation depuis l’aval.

Si les sebkhas rappellent les garaas par la planitude de leurs surfaces, elles s’en différencient nettement par leurs revêtements, leur régime hydrologique et leur morphogenèse. Leur trait le plus étrange est, sans conteste, l’extraordinaire abondance des sels solubles, chlorures et sulfates concentrés à la surface. Ils y interdisent toute végétation. Les touffes d’herbes halophiles et psammophiles n’apparaissent que dans des franges de chott , à la faveur de sols moins salés et qui bénéficient d’apports éoliens.

Dans la sebkha proprement dite, les cristallisations salines se présentent sous des aspects extrêmement divers selon leurs types, les secteurs considérés et le moment de l’observation. Il s’agit parfois de croûtes translucides d’halite découpées en grandes dalles polygonales aux bords redressés. Ailleurs, ce sont des argiles durcies par un ciment constitué d’une multitude de microcristaux, amassés en une dense poussière transparente en surface, véritable miroir où la lumière fait naître des mirages. Des réseaux de fentes de retrait les sillonnent souvent. Elles sont géantes dans certains playas de l’ouest des États-Unis, où elles atteignent 0,50 mètre de largeur et 5 mètres de profondeur, déterminant des polygones de 15 à 300 mètres de diamètre. Dans les kewirs iraniens, le boursouflement des argiles dû au foisonnement des sels crée une topographie tourmentée en bosses et en creux. Tous ces revêtements salins, craquants mais souples sous les pas, se combinent avec des secteurs infranchissables où l’on enfonce dans une bouillie déliquescente d’argile, de vase et de sels gorgés de saumure, même en plein été.

Dans toutes les vraies sebkhas existent, en fait, des nappes phréatiques très salées, à très faible profondeur, qui imprègnent en permanence leur matériel. L’examen des caractéristiques hydrogéologiques liées à leurs sites et celui des forages montrent leur alimentation continue par les eaux profondes d’appareils artésiens. Le régime hydrologique superficiel dépend donc du bilan momentané qui s’établit entre ces arrivages réguliers et les prélèvements de l’évaporation. Durant la saison chaude, ceux-ci l’emportent sur l’alimentation artésienne. La sebkha s’assèche par retrait du toit de la nappe en deçà de sa surface. Alors s’épanouissent des cristallisations salines diversifiées selon les conditions locales. Une migration en sens inverse résulte de la diminution des prélèvements atmosphériques en saison froide. La nappe ascendante finit par recouper la topographie peu à peu submergée par une pellicule d’eau salée. L’hydrologie superficielle présente donc un rythme fondamentalement saisonnier parce que sous la dépendance du régime thermique. Sauf circonstances exceptionnelles, les apports d’eau de crue ne jouent plus qu’un rôle local et épisodique, généralement incapable de perturber sérieusement ce rythme.

L’abondance des sels dans les dépôts superficiels de ces «machines évaporatoires» s’explique par cette concentration continue des apports salins de l’artésianisme. L’énormité des volumes d’eau en jeu compense la faiblesse relative de leur salure. Cette salinisation croissante explique, en définitive, l’opposition qui se manifeste avec les garaas sur le plan morphogénique, car les sebkhas représentent des formes d’érosion. Elles s’inscrivent entre des terrasses dont on retrouve les vestiges au-dessus des franges de chotts. Dans ce cas, l’emprise de la déflation exercée par le vent en périodes sèches sur des formations à texture fine ne peut s’expliquer que par une intervention massive des sels. Sous certaines conditions, leur cristallisation à la surface flocule argiles et limons en petits agrégats faits de microcristaux et de particules détritiques. Ainsi se forme un horizon à structure granulaire de quelques centimètres d’épaisseur. À l’occasion, le vent balaiera ce pseudo-sable dont les éléments sont piégés par la végétation du chott sur la rive opposée. Leur défloculation par dissolution des sels lors des pluies libère les insolubles. Par addition d’apports successifs s’édifient, de cette façon, des bourrelets éoliens d’argile, de limon et de sable fin, moulés le long de la rive sous le vent. Ces dunes originales, en forme de croissant, pouvant atteindre quelques dizaines de mètres de hauteur, sont appelées lunettes , terme emprunté à l’architecture militaire. Repérées et expliquées pour la première fois en Australie, elles ont été étudiées depuis autour des playas américaines, et des sebkhas algériennes et tunisiennes où les plus importantes d’entre elles représentent des édifices construits au cours du dernier interpluvial.

À d’autres moments de leur évolution, par contre, certaines dépressions fermées ont pu se transformer en lagunes d’eaux saumâtres. Les grandes sebkhas du Sud tunisien (Djerid, Fedjedj et Rharsa) fournissent un bon exemple d’un ennoyage permanent au Quaternaire moyen. Cette phase lagunaire se révèle par l’existence de terrasses à cardium (Cardium glaucum Brug.) autour de chacune d’elles. On a pu montrer, récemment, que cette évolution correspond à une transformation de leur bilan hydrique au cours d’un pluvial. En même temps qu’une atténuation de l’aridité, les arrivées d’eaux profondes à partir de nappes artésiennes mieux alimentées augmentent, tandis que le rafraîchissement simultané diminue les prélèvements de l’évaporation. Dans ces conditions, l’évolution des deux termes du bilan assure peu à peu la permanence de la submersion. Comme les plaines et les piémonts désertiques, les dépressions fermées ont aussi enregistré les effets de l’instabilité climatique du Quaternaire.

Formes et modelés éoliens

Les formes et les modelés éoliens sont parmi les plus caractéristiques du domaine aride, et les premiers explorateurs ont attribué au vent un rôle majeur dans l’évolution du relief. On s’accorde, aujourd’hui, pour le limiter en fonction de celui reconnu à des types de ruissellements originaux. Toutefois, le vent est un agent morphogénique d’une incontestable efficacité, en particulier dans les régions d’aridité accentuée où il rencontre les conditions les plus favorables au développement de son activité.

On sait déjà le rôle primordial joué par la déflation dans le creusement des sebkhas et la réalisation des pavages de regs par vannage des éléments fins. L’action de corrasion exercée par le vent armé de sable est aussi remarquable. Elle s’exprime différemment selon la nature de la roche affectée. Dans un matériau cohérent et homogène, elle se traduit par des stries parallèles ou par un remarquable poli. Le polissage affecte les affleurements comme les cailloux des regs, plus ou moins alvéolés ou façonnés en facettes. De cette façon se développent les dreikanters des serirs sahariens, à partir des dragées de quartz du Continental intercalaire. Efficaces jusqu’à une hauteur d’environ deux mètres au-dessus du sol, les vents de sable donnent aux buttes résiduelles découpées dans des couvertures gréseuses la silhouette étrange de rochers-champignons. Dans les roches meubles, argiles ou limons accumulés dans les cuvettes, ils creusent des sillons parallèles selon leur direction, délimitant des buttes allongées aux profils longitudinaux aérodynamiques, hautes parfois de plusieurs mètres. Ces yardangs caractérisent les dépressions argileuses de l’Asie aride. Par contre, les zbâr sahariens d’In Salah représentent des buttes résiduelles dégagées par le ravinement dans des alluvions argilo-sableuses, puis simplement profilées par le vent en avant de l’Erg occidental. À une échelle autrement impressionnante, les kaluts du Lout iranien résultent des actions combinées et successives, d’importance variable, de la dissolution, du ruissellement et du vent, dans des argiles très salifères. On ne saurait concevoir autrement la genèse de ces échines parallèles, qui dépassent souvent une soixantaine de mètres de hauteur, allongées sur plusieurs kilomètres entre des couloirs de 400 à 500 mètres de largeur parfois.

Par l’étendue des espaces qu’ils occupent, la diversité de leurs types et leurs dimensions parfois considérables, ce sont pourtant les édifices dunaires qui illustrent le mieux la part du vent dans la morphogenèse désertique.

On signalera, d’abord, la multitude des dunes modestes qui se développent partout à l’abri des obstacles, en fonction des perturbations qui affectent la capacité de transport et la compétence des vents. C’est le rôle joué, en particulier, par les touffes de végétation ou parfois les arbres et arbustes de la steppe. Véritable piège à poussière et à sable, le végétal se perche sur une butte à laquelle s’accroche une flèche sableuse mobile construite dans la direction du vent dominant. Très fréquemment dans les marges steppiques des déserts, ces constructions élémentaires (nebkas ) ont des dimensions proportionnelles à celles de l’abri. Leur densité est fonction de l’abondance des apports éoliens et du caractère plus ou moins ouvert de la formation végétale ensablée. Au Fezzan (Libye) et dans le Lout (Iran), des variétés géantes fixées par des tamaris atteignent plusieurs mètres de haut.

Sur les vastes surfaces des regs ou des hamadas étalées en aval des sources de sable, l’ensablement se manifeste par des dunes libres, très mobiles, en forme de croissant à convexité au vent. On donne le nom turco-mongol de barkhane à ces édifices très fréquents dans l’Asie aride et dans le désert chilo-péruvien, présents également dans d’autres déserts, en particulier au Sahara où on les connaît en diverses régions. De dimensions variant de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres, les barkhanes présentent des profils transversaux dissymétriques, avec un versant au vent en pente douce opposé à un versant abrupt, de part et d’autre d’une crête aiguë. Groupées en petits essaims ou rassemblées en colonies importantes, elles restent bien individualisées ou se combinent entre elles pour engendrer des types composites. Quand elles se soudent par leurs cornes, elles déterminent des cordons transversaux. Si elles s’étirent selon l’une d’elles dans le sens d’un vent secondaire actif, elles finissent par se transformer en cordons longitudinaux. À tous ces cordons sinueux, aux crêtes acérées, les Sahariens donnent le nom de siouf (sing. sif ). À l’occasion, cers derniers se serrent les uns contre les autres, jusqu’à se chevaucher, pour constituer des massifs compacts tels ceux qui caractérisent le Sud tunisien.

Mais le vent peut parfois réaliser des ensembles dunaires autrement grandioses: erg au Sahara, nefoud en Arabie, koum en Asie, qui se caractérisent d’abord par leur extension considérable, toujours de l’ordre de plusieurs dizaines de milliers de kilomètres carrés. Le Grand Erg occidental du Sahara algérien couvre ainsi quelque 80 000 km². Et, pourtant, il apparaît bien modeste comparé à l’immense Rub’ al Khali d’Arabie dont la superficie égale celle de la France. Partout, les dimensions des dunes sont à la mesure de ces immensités. Leur hauteur est fréquemment d’une centaine de mètres, les plus élevées atteignant couramment 300 m. On conçoit l’importance des volumes de sable ainsi amassés.

Un autre trait original de ces puissants complexes dunaires concerne leur morphologie; celle-ci a été mise en évidence par les photos aériennes. On peut désormais distinguer différents types de dispositifs caractéristiques, plusieurs d’entre eux réalisant des combinaisons variables d’un erg à l’autre.

Ainsi s’individualisent des types aérés, ordonnés selon des schémas quasi géométriques. Des chaînes dunaires parallèles s’opposent à des couloirs de largeur comparable (de l’ordre de deux à trois kilomètres parfois). Au Sahara algérien, les chaînes s’appellent draa et les couloirs gassi quand des croûtes ou des regs constituent leurs fonds, feidj si ces derniers sont de sable. Des variantes résultent d’une certaine diversité dans la constitution de ces chaînes. Dans les ergs sahariens du Ténéré et de Bilma, elles se présentent comme des bourrelets assez uniformes d’une soixantaine de mètres de hauteur, à flancs ondulés par des siouf alignés selon une direction oblique par rapport à leur axe. Ailleurs, elles sont faites seulement d’une succession de cordons transversaux étroitement accolés. Celles des ergs nord-sahariens offrent plutôt l’aspect d’un chapelet de massifs plus ou moins elliptiques, les demghas , réunis par des appendices plus minces. Dans tous les cas, la présence des couloirs permet une circulation aisée, des trouées au travers des chaînes autorisant le passage des uns aux autres.

À ces types aérés il faut opposer les types compacts qui constituent souvent d’infranchissables barrières. Ils se manifestent déjà avec l’apparition de siouf à travers les feidjs ou les gassis. Lorsque cette tendance s’affirme, deux systèmes de chaînes dunaires se développent selon des directions orthogonales. Le complexe sableux prend alors l’aspect d’un réseau de dépressions avec de hautes dunes pyramidales situées à leurs intersections. Dans le Grand Erg oriental du Sahara, on appelle ghourds ces édifices à siouf divergents depuis leurs sommets. Quand les mailles du réseau se resserrent, les cuvettes se réduisent à de profonds alvéoles aux versants raides, comme on peut le constater dans certains secteurs de l’erg construit sur la marge orientale du Lout (Iran). À la limite, elles finissent par disparaître et les dunes se chevauchent. Dans les aklés mauritaniens et parfois dans l’Edeyen de Mourzouk (Libye), l’ensemble dunaire est un amas chaotique sans grandes dénivellations et sans dessin précis.

On conçoit sans peine que la genèse de constructions éoliennes de cette ampleur et de cette diversité soulève des problèmes délicats toujours en discussion. Toutefois, l’accord se fait pour admettre que le vent se borne à remanier, presque in situ , de puissantes accumulations alluviales concentrées dans les vastes cuvettes d’épandage où se localisent les ergs, par de grands écoulements liés à d’importants pluviaux du début du Quaternaire. Les controverses portent sur les modalités du remaniement éolien. L. Aufrère a soutenu, jadis, que les vents dominants creusaient des sillons longitudinaux dans des masses sableuses préalables, et concentraient le sable latéralement en chaînes modelées par des vents secondaires. Plus récemment R. A. Bagnold a, au contraire, attribué au vent un rôle essentiellement constructif. Pour lui toutes les formes dunaires dérivent de la barkhane et s’expliquent surtout en fonction des combinaisons dynamiques réalisées entre des vents de force et de direction différentes.

En réalité, les problèmes génétiques apparaissent d’autant plus délicats que le vent doit composer avec bien d’autres facteurs. Parmi ceux-ci on signalera d’abord les caractéristiques mêmes du matériel éolisable. L’étude granulométrique des sables dunaires montre, en effet, des changements systématiques selon les types d’édifices. Il faut aussi compter sur l’intervention du relief. Sans revenir à l’idée de E. F. Gautier, qui envisageait l’existence d’un «squelette rocheux» sous un erg, idée insoutenable en raison du caractère généralement très géométrique de leur organisation, on doit reconnaître au relief un effet perturbateur susceptible d’expliquer bien des particularités des complexes dunaires. Ce rôle d’obstacle est, précisément, celui des chaînes et des ghourds, au fur et à mesure d’un développement qui en fait des constructions stables en raison même de leur masse. Enfin, bien des observations prouvent que les grands ensembles dunaires, forcément anciens, ont connu nombre de vicissitudes. Dans les Grands Ergs sahariens, des calcaires lacustres fossilifères, des croûtes et des encroûtements calcaires ou gypseux témoignent de périodes moins arides pendant lesquelles l’activité du vent a diminué. Ces dépôts scellent des sables différents des sables actuels, vestiges de constructions dunaires antérieurement très importantes. De même, dans certaines régions de la frange méridionale des déserts subtropicaux, tels le Sahel soudanais et le Thar pakistanais, des ergs vêtus de végétation, à dunes paraboliques parfois, s’opposent aux ergs vifs de leurs marges septentrionales.

Au total, les grands ensembles dunaires réalisent des complexes géomorphologiques combinant des formes vives aux vestiges de celles héritées d’une longue évolution. Ils illustrent aussi, de cette façon, l’instabilité bioclimatique du Quaternaire.

4. Les types géomorphologiques de désert

Ces différentes familles de formes réalisent entre elles des combinaisons variables, en fonction des cadres structuraux qui définissent l’ossature du relief, et des milieux bioclimatiques dont dépendent les modelés tels que l’épanouissement des formes spécifiques. C’est donc à partir de ces deux critères que l’on peut distinguer des types géomorphologiques propres aux régions arides.

Boucliers désertiques

Les boucliers à aridité très accentuée correspondent à des socles cristallins placés depuis longtemps sous l’influence des cellules de hautes pressions subtropicales. C’est le cas du Sahara et du désert arabique dans l’hémisphère septentrional, du Kalahari et des déserts australiens dans l’hémisphère austral. Tous se caractérisent par la prédominance de vastes surfaces d’aplanissement modelées en pédiplaines accidentées par des inselbergs. Localement, des couvertures sédimentaires, surtout gréseuses, y définissent des hamadas pierreuses ou d’imposantes cuestas (Tassili) sur lesquelles s’appuient les glacis d’ablation. Le volcanisme lié à la fracturation des socles rigides s’y exprime par des cônes, des necks et des mesas basaltiques (Hoggar).

Tous ces déserts sont rocheux, pour l’essentiel. Les éboulis y sont minces et discontinus, et les regs restent pelliculaires et clairsemés. L’hyperaridité qui y domine depuis le Quaternaire ancien n’a guère favorisé la production de débris. Aujourd’hui, elle paralyse les systèmes morphogéniques, de telle sorte que l’essentiel des formes de relief représente un héritage de périodes un peu moins sèches. Elles ont permis l’accumulation des sables issus de l’attaque des socles et des couvertures gréseuses dans de vastes dépressions (ergs sahariens, sandseas australiennes).

Plaines et piémonts arides des hautes chaînes de montagnes

Les plaines et les piémonts arides liés aux hautes chaînes de montagnes représentent un type géomorphologique bien différent. Les déserts américains dominés par les Andes ou par des chaînes côtières, par les Rocheuses dans le sud-ouest des États-Unis, les déserts enchâssés dans les puissantes montagnes de l’Asie moyenne et centrale permettent d’en préciser les traits fondamentaux.

Par opposition aux boucliers arides, l’originalité de leur relief réside dans la place prépondérante prise par les formes d’accumulation. Elles se manifestent par des talus d’éboulis bien développés au bas des versants, plus encore par des piémonts construits formés de vastes glacis d’épandage, enfin par des plaines de remblaiement aux sables parfois amassés en massifs dunaires (koumy de l’Asie moyenne), alors que les argiles se concentrent dans des dépressions fermées (takyr du Turkestan). En fait, le cadre montagneux, enneigé sinon englacé, déverse sur les piémonts et les plaines une partie des énormes volumes d’eau et de matériaux qu’il capitalise. Pour la même raison ces déserts apparaissent moins figés de nos jours, au moins localement, que ceux du type précédent (Dzoungarie, Takla-Makan).

Une moindre monotonie de leur relief résulte, par ailleurs, de l’influence plus décisive des facteurs géographiques créateurs de variantes régionales. Dans les Andes, l’altitude atténue la sécheresse des hautes plaines et des plateaux de la Puna et de l’Altiplano. À l’inverse, le courant froid de Humboldt accentue celle du littoral péruvien. Dans le Sud-Ouest aride américain, l’existence d’un hiver plus ou moins marqué oppose les déserts froids d’accumulation du Grand Bassin aux déserts chauds à pédiments de l’Arizona. De même, l’abondance variable du sable différencie les déserts à massifs dunaires (Takla-Makan) de ceux où les dunes restent rares (Andes).

Marges de plaines prédésertiques

De part et d’autre des déserts de bouclier, des marges de plaines se développent, caractérisées par une atténuation progressive de l’aridité. Ce sont, par exemple, les steppes prédésertiques ou le Sahel soudanais, qui frangent le Sahara au nord et au sud.

Ces vastes étendues monotones correspondent encore à des pédiments ou à des glacis d’ablation, selon la structure. Mais une observation attentive y décèle déjà des différences dans les combinaisons de formes de relief. Les grands ensembles dunaires disparaissent; l’accumulation éolienne se réduit rapidement à l’édification de dunes simples, isolées ou groupées en petits essaims. Par contre, les dépressions fermées s’épanouissent et se diversifient (Grands Chotts tunisiens). Si le relief reste rocheux, pour l’essentiel, des couvertures détritiques généralement encroûtées prennent plus d’importance.

Sans doute les systèmes morphogéniques actuels apparaissent peu efficaces et le relief est encore en grande partie hérité. Mais l’héritage s’y révèle déjà singulièrement plus riche. Situées au contact des domaines frais des latitudes moyennes et des domaines tropicaux humides, ces marges ont subi à plusieurs reprises les empiètements des uns ou des autres au cours du Quaternaire. Les périodes d’aridité atténuée (ou pluviales) y ont laissé de multiples traces dans leur relief.

Montagnes et bassins semi-arides

Ces caractéristiques s’accentuent dans les régions semi-arides où s’opposent montagnes et bassins. Le type a été particulièrement étudié dans l’Afrique du Nord steppique où se développent les chaînes atlasiques. Comme toujours dans de tels milieux, les montagnes y ont accusé les effets de l’érosion, en concentrant les eaux de ruissellement et en livrant des matériaux susceptibles de les armer.

C’est donc dans les piémonts que la succession des pluviaux et des interpluviaux quaternaires se traduit avec le plus de netteté dans le relief. Au-dessus des oueds actuels, ils présentent effectivement de remarquables étagements de glacis d’ablation hérités des périodes semi-arides, plus ou moins recouverts par des alluvions souvent encroûtées. En amont, les versants montagnards se couvrant de dépôts révèlent le caractère frais des pluviaux; vers l’aval, les glacis convergent vers des terrasses d’oueds ou de dépressions fermées dont l’existence traduit les mêmes fluctuations bioclimatiques.

En définitive, les systèmes morphogéniques actuels se bornent à attaquer, avec plus ou moins d’efficacité un héritage complexe dont la signification n’a pas encore été totalement élucidée.

5. Les déserts de Mars

C’est dans les années 1970 que des véhicules spatiaux révélèrent l’existence de déserts sur Mars. En raison des échecs répétés des sondes Mars soviétiques, nos informations proviennent uniquement des engins américains, en particulier de Mariner-9 (1971-1972) et des Viking-1 et 2 placés sur orbites en 1976, tandis que deux stations d’atterrissage Viking se posaient sur la planète. Les milliers d’images reçues (plus de 16 000 ont été envoyées par Viking-2) ont permis de préciser les traits essentiels de ces déserts, au total très comparables à ceux de la Terre.

Plusieurs analogies majeures expliquent ces similitudes, notamment l’existence d’une atmosphère autour de Mars et l’inclinaison de l’axe de ses pôles sur l’écliptique, d’où une zonalité climatique et un rythme saisonnier de type terrestre. Les zones climatiques se disposent aussi, symétriquement, de chaque côté de l’équateur, jusqu’aux pôles coiffés par des calottes glaciaires. Une aridité sévère se manifeste à la fois par l’absence de végétation et d’eau liquide, en particulier sous la forme d’océans. On a donc affaire à des milieux hyperarides, où le vent devient un agent d’érosion efficace, qu’il s’agisse de vents zonaux, développés dans le cadre d’une circulation atmosphérique réglée par la répartition d’aires anticyclonales et dépressionnaires, ou de tourbillons déclenchés durant l’été par des gradients thermiques horizontaux et verticaux élevés. Ces vents martiens sont très actifs, du fait de vitesses au sol dépassant souvent 300 kilomètres par heure, qu’expliquent la minceur de l’atmosphère et les très basses pressions à sa base (environ 1 : 140 de celles de la Terre).

Dans ces conditions, les tempêtes de poussière représentent le phénomène le plus fréquent, parfois spectaculaire, des déserts martiens. Elles se développent généralement dans les vastes plaines uniformes de l’hémisphère austral, pendant l’été, favorable aux fortes turbulences, entre les 30^e et 60^e parallèles. Les tourbillons (dust devils ) entraînent alors de la poussière jusqu’à 1 à 2 kilomètres d’altitude. Les tornades les plus violentes, dont les vents atteignent 500 kilomètres par heure, l’entraîneraient jusqu’à 50 à 70 kilomètres d’altitude! En 1971, Mariner-9 a observé l’une de ces gigantesques tempêtes. Né à la fin de septembre dans l’hémisphère austral, le nuage de poussière s’est étendu vers l’ouest avant de gagner l’hémisphère boréal, enveloppant alors l’ensemble de la planète d’un voile opaque d’où n’émergeaient que ses plus hauts volcans. Les manteaux de poussière, de 1 à 2 mètres d’épaisseur parfois, recouvrant surtout les plaines des latitudes moyennes, comme leurs nombreux lits emprisonnés dans les glaces polaires, témoignent de l’ancienneté et de l’importance de ces tempêtes dans la morphogenèse de Mars. Les énormes volumes de poussière nécessaires proviendraient de l’érosion des hauts reliefs volcaniques de la zone intertropicale. La désagrégation granulaire de leurs roches finement grenues (basaltes?) est reliée à l’abondance des sels identifiés dans les sols (MgSO⁴, NaS⁴, NaCl, CaC³). Elle permet d’invoquer une haloclastie en rapport avec une hydratation par la vapeur d’eau des cristaux piégés dans les pores superficiels des roches, voire des variations diurnes de leur volume. Dans les régions polaires, la cryoclastie interviendrait efficacement. L’amenuisement rapide des grains rocheux ainsi libérés, jusqu’à la taille du limon et de l’argile, résulterait d’impacts destructeurs au sein de vents violents. Il serait accéléré par la fragilité des minéraux ferro-magnésiens, abondants dans les roches basiques. Par ailleurs, leur altération chimique produirait les oxydes de fer concentrés en films autour des particules colloïdales, d’où le nom de Planète rouge donné à Mars.

L’activité du vent se manifeste aussi par des dunes. Il s’agit essentiellement d’édifices transversaux, du type barkhanes ou chaînes barkhaniques dans les régions où les apports éoliens sont abondants, tout à fait comparables par leur morphologie et leur taille à leurs homologues terrestres. En dehors des champs dunaires constitués à l’abri de vastes caldeiras, la plupart d’entre eux envahissent les plaines des hautes latitudes entre 70⁰ et 80⁰ N. Les plus remarquables forment une ceinture de véritables ergs de quelque 700 000 à 800 000 kilomètres carrés, autour de la calotte arctique, particulièrement large entre les 120^e et 230^e méridiens. Leur organisation résulte d’une circulation atmosphérique complexe, encore mal connue, qui associe des vents catabatiques divergents à des vents secondaires. Ceux-ci se traduisent par l’existence de barkhanes déformées, par exemple de type dissymétrique caractérisé par l’allongement d’une corne. Mais les véritables dunes longitudinales restent rares.

L’existence de dunes sur Mars pose un délicat problème, car ces édifices résultent ordinairement de l’accumulation du sable transporté en saltation par le vent, matériau éphémère dans le cas de roches mères basiques (cf. supra ). Il faut donc envisager qu’ils soient constitués d’argile ou de limon, particules colloïdales non éolisables directement. Le cas bien connu des lunettes argilo-limoneuses construites sur la rive sous le vent des sebkhas des régions arides terrestres offre une possibilité de résoudre cette apparente contradiction. On sait que la saltation concerne, en réalité, un pseudo-sable d’agrégats de particules colloïdales, dû à la floculation de celles-ci par la cristallisation des sels en surface (cf. Les familles de formes de relief ). Dans cette perspective, certains envisagent la genèse d’un pseudo-sable comparable sur Mars, les petits agrégats argilo-limoneux résultant, alors, de l’action de forces électrostatiques importantes développées au sein de vents de «sable» très violents.

Enfin, le vent exerce aussi une action d’ablation non négligeable. En témoignent les vastes champs de yardangs sculptés par la corrasion éolienne dans de fins sédiments meubles, au sud-ouest d’Olympus Mons. Les images transmises par la station d’atterrissage Viking-2 ont montré aussi le guillochage et le piquetage des blocs rocheux, qui constituent des regs grossiers énigmatiques. On doit donc admettre l’existence de vents chargés d’abrasifs résistants, tel le quartz, par exemple. Dans cette gamme de modelés d’ablation, on signalera d’étranges cuvettes de déflation , en forme de barkhane en creux, localisées à la proue de yardangs embryonnaires, inconnues dans les déserts terrestres.

Les déserts de Mars posent encore beaucoup de problèmes. Les futures missions spatiales contribueront, sans aucun doute, à les éclaircir.

Encyclopédie Universelle. 2012.