ASIE - Géographie physique

ASIE - Géographie physique

L’Asie est le plus vaste des continents: 44 millions de kilomètres carrés. Elle s’étend sur 75 degrés de latitude et, en tenant compte des îles, sur 92 degrés (de la Severnaïa Zemlia, ou Terre du Nord, 81⁰ de latitude nord, à l’île Roti, 11⁰ de latitude sud); elle couvre 164 degrés de longitude du cap Baba en Asie Mineure au cap Dejnev en Sibérie. L’Asie est entourée au nord par l’océan Arctique, à l’est par l’océan Pacifique, au sud par l’océan Indien. Mais elle n’a pas de vraie limite à l’ouest: l’Europe n’est qu’une péninsule asiatique; la ligne Oural-Caspienne n’a pas de signification géographique; l’attribution du Caucase à l’Europe ou à l’Asie est incertaine; on peut même se demander si la mer Rouge, prolongée par le golfe de Suez, sépare bien l’Asie de l’Afrique.

L’Asie est massive, bien qu’elle s’affine au sud en trois grandes péninsules – arabique, indienne, indochinoise – que prolonge vers le monde austral le plus bel ensemble insulaire du monde, l’Insulinde (traditionnellement, on fait commencer le monde austral à la Nouvelle-Guinée).

L’Asie est le plus élevé des continents: son altitude moyenne est de 950 m. Elle possède tout à la fois le point culminant du monde (mont Éverest ou Chomolungma, 8 840 m) et les dépressions les plus creuses: la surface de la mer Morte est à 漣 393 m; le fond du lac Baïkal est à 漣 1 300 m. Le relief de l’Asie est donc très contrasté. C’est au large de l’Asie, à l’est des Aléoutiennes, à l’est du Japon et des Bonin, à l’est des Philippines, que se trouvent les plus grandes profondeurs marines.

Le trait dominant du relief est l’opposition d’immenses surfaces planes et de hautes montagnes allongées et ramifiées. Les premières ne sont accidentées que de lourds bourrelets ou d’escarpements rectilignes (Sibérie centrale et occidentale, Turkestan, Arabie, Deccan, Xinjiang, Mongolie, Chine du Nord et du Nord-Est). Les secondes traversent presque toute l’Asie avec une direction ouest-est dominante; ainsi se succèdent chaînes Pontiques, Taurus, Elbrouz, Khorassan, Hindou Kouch, Zagros, Himalaya, Tianshan et Qinling; à l’est de l’Asie, ces montagnes s’infléchissent vers le sud (Arakan Yoma birman), puis s’ouvrent en arcs volcaniques gigantesques qui frangent le continent, en bordure de grandes fosses sous-marines (arcs d’Indonésie, des Philippines, des Ry ky , du Japon, des Kouriles, du Kamtchatka et des Aléoutiennes).

Ces traits, si fortement contrastés, du relief s’expliquent par une opposition structurale entre «boucliers» (ou «socles», ou «plates-formes») et chaînes plissées. Les surfaces tabulaires correspondent, le plus souvent, à des boucliers précambriens qui n’ont plus connu de véritables plissements depuis le Précambrien, c’est-à-dire depuis une époque antérieure au Primaire. Dans ces conditions, après de très longues périodes d’érosion, la trace des plissements a disparu à peu près complètement, et, lorsque les terrains du bouclier affleurent, ils sont entièrement cristallins (les gneiss dominent). Ces boucliers ont été envahis par les mers, au moins partiellement, et recouverts de terrains sédimentaires: une couverture subsiste sur une partie d’entre eux; cette couverture est restée horizontale ou n’a subi que des ondulations à grand rayon de courbure. L’ensemble socles-couvertures est, évidemment, consolidé et rigide; soumis à des mouvements tectoniques, il a été cassé par des failles qui ont donné des escarpements, des horsts, des fossés. Tels sont le bouclier sibérien (ou de l’Angara), le bouclier du Turkestan (ou du Kyzyl-Koum), le bouclier chinois, le bouclier indien (ou socle du Deccan), le bouclier arabo-syrien (ou plate-forme arabique). Les deux derniers furent unis à l’Australie, à l’Afrique et à l’Amérique du Sud dans l’immense «continent du Gondwana».

Entre ces blocs et, sans doute, par suite du jeu de ces blocs, des chaînes de montagnes ont surgi: chaînes cambriennes (Baïkalides); chaînes siluriennes ou calédoniennes (premières ébauches du Tianshan, de l’Altaï, du Taïmyr); chaînes hercyniennes (Taïmyr, Oural, Novaïa Zemlia, Mongolie, Grand Khingan); chaînes triasiques (Indochine orientale, Japon), jurassiques (Malaisie, Tenasserim), crétacées (Bornéo, Chine du Sud). Toutes ces chaînes anciennes ont été largement arasées; elles donnent des reliefs lourds et peu vigoureux, sauf lorsqu’elles ont été reprises par des mouvements tectoniques (plis ou failles) récents. De sorte que la Chine du Sud, une partie du Japon, une grande partie de l’Asie du Sud-Est autour de la plate-forme sous-marine de la Sonde, bien qu’affectées par des plissements relativement récents dont les traces sont visibles, se sont comportées, par la suite, en masses consolidées et rigides: nous proposons de les appeler «pseudo-socles», appellation qui pourrait peut-être aussi s’appliquer au plateau anatolien ou au plateau irano-afghan.

Toutes différentes sont les dernières-nées des chaînes plissées, les chaînes tertiaires (ou alpines) qui, elles, sont génératrices de hautes montagnes. Ces chaînes tertiaires sont diverses, mais leur tectonique a été, le plus souvent, très vigoureuse et très compliquée.

Les mouvements se sont prolongés jusqu’au Pliocène et même jusqu’au Pléistocène (dernier soulèvement himalayen et plissement des Siwaliks par exemple), de sorte que ces chaînes sont d’une extrême jeunesse; la plupart des auteurs pensent même que l’arc externe indonésien, jalonné par les îles de Mentawei, Sumba et Timor, «est une chaîne toute neuve qui surgit pour la première fois» (P. Birot).

Les contrastes climatiques ne sont pas moins accentués. Schématiquement, on peut distinguer trois types de climat: un climat tempéré continental (climat sibérien) à extrêmes contrastes thermiques; des climats arides ou désertiques; des climats tempérés ou tropicaux, mais aux étés uniformément chauds et humides (climats de mousson). Les deux premiers traduisent la continentalité de l’Asie, les troisièmes en sont la conséquence.

La Sibérie présente le plus typique des climats continentaux. Les hivers sont extrêmement froids et très longs, les étés sont courts mais très chauds. À Verkhoïansk, en Sibérie orientale, le thermomètre a indiqué 漣 69 ⁰C en hiver et 32 ⁰C en été. Les pluies sont peu abondantes, irrégulières et tombent surtout l’été. L’hiver est la saison la plus caractéristique: le ciel est pur, le rayonnement considérable; l’air polaire continental forme le vaste anticyclone de Sibérie où la pression atteint 1 035 mb; une couche de neige peu épaisse couvre le sol pendant quatre ou cinq mois; les fleuves sont gelés. Le printemps éclate brusquement, la neige fond; les fleuves qui coulent du sud au nord dégèlent dans leur cours supérieur méridional et leurs eaux se heurtent à l’aval à de gigantesques barrages de glaçons; la débâcle provoque des inondations et la boue envahit tout; par contre, la végétation démarre brusquement. L’été, chaud, dure trois mois. Le froid et les hautes pressions reviennent dès octobre. Du nord au sud se succèdent la toundra, où le sous-sol reste gelé pendant toute l’année (bouleaux nains, mousses, lichens); la taïga, immense forêt de conifères (mélèzes) et de bouleaux, encombrée de marécages où les moustiques pullulent en été; enfin la steppe (ou prairie) de graminées sur les sols noirs, riches en humus et en calcium du tchernoziom.

Les climats arides ou désertiques sont de deux types: les uns connaissent des contrastes thermiques, les autres sont des climats désertiques chauds.

Les premiers, qui règnent au Turkestan (Kazakhstan, Ouzbékistan) et au Xinjiang, dans l’Asie centrale, tant russe que chinoise, sont dus à l’isolement. Au Kazakhstan, par exemple, les précipitations sont inférieures à 300 mm; elles sont inférieures à 200 mm en Ouzbékistan. Mais les contrastes thermiques sont très forts: le thermomètre descend à 漣 50 ⁰C au Kazakhstan; la mer d’Aral est gelée pendant quatre ou cinq mois, cependant que la température dépasse 40 ⁰C en été. En Asie centrale russe, à une steppe très maigre succèdent bientôt les vastes dunes (barkhanes) du désert noir (Kara-Koum) ou du désert rouge (Kyzyl-Koum). Climats et paysages sont assez semblables en Asie centrale chinoise; les pluies sont inférieures à 100 mm en Dzoungarie et le cœur de la cuvette du Tarim est occupé par le désert de Takla-makan; les contrastes thermiques sont aussi très forts: à Tourfan, la moyenne de janvier est inférieure à 漣 5 ⁰C, cependant que la moyenne de juillet est de 35 ⁰C. Tous ces climats sont typiques de cuvettes presque complètement isolées au cœur d’un continent par de très hautes chaînes de montagnes.

Une place à part doit être faite au climat tibétain, climat désertique d’isolement (précipitations inférieures à 100 mm), mais de très haute altitude et par conséquent presque toujours froid.

Les climats désertiques chauds règnent de l’Arabie au Sind, les températures pouvant être tempérées par l’altitude. Ce sont des climats classiques à ces latitudes, sous le tropique du Cancer, dus à la constance des hautes pressions subtropicales: le Sahara, en quelque sorte, se prolonge jusqu’au delta de l’Indus, par-delà le golfe Persique. Au centre et au nord de l’Arabie, les précipitations sont inférieures à 50 mm; dans presque tout le reste de cette péninsule, elles sont inférieures à 100 mm; elles ne dépassent que très exceptionnellement 250 mm au sud-ouest et n’atteignent pas ce chiffre au sud-est. Les températures, en outre, sont très élevées: Aden, d’avril à octobre, a une moyenne supérieure à 30 ⁰C; la moyenne d’hiver ne descend pas au-dessous de 25 ⁰C. Hyderabad (Sind) et Jacobabad sont deux des villes les plus chaudes du monde.

Entre les climats désertiques de l’Asie centrale et ceux de l’Asie du Sud-Ouest, la Turquie, l’Iran, l’Afghanistan même connaissent des climats à sécheresse marquée, encore que Kaboul reçoive plus de 1 000 mm de pluie: entre 250 et 500 mm de pluie sur l’Anatolie, moins de 250 mm sur la plus grande partie du plateau irano-afghan; par contre, les bordures montagneuses de ces plateaux (Taurus, Zagros) sont bien arrosées et même très arrosées à l’est de la mer Noire et de la Caspienne (la rive nord de l’Elbrouz reçoit plus de 1 000 mm de précipitations par an). Ces précipitations (pluie ou neige) en saison froide (surtout en fin de printemps à Téhéran et Kaboul) sont apportées par des dépressions cycloniques ayant emprunté grossièrement le trajet de la Méditerranée; pendant l’été, la région est sous l’entière dépendance du puissant anticyclone subtropical et le climat est sec.

Ainsi, les précipitations sur toute l’Asie occidentale et sur l’Asie centrale russe sont essentiellement d’hiver, amenées par des dépressions tempérées; sur l’Asie centrale chinoise, ce sont essentiellement des précipitations d’été, lointains apports de la mousson.

L’Asie méridionale et extrême-orientale est humide. Partout, en ces climats de mousson , les pluies sont supérieures à 500 mm. Une moitié du sous-continent indien, toute la Chine du Sud reçoivent plus de 1 000 mm; l’Asie du Sud-Est et les trois îles du «Vieux Japon» (Ky sh , Shikok et Honsh ) reçoivent plus de 1 400 mm. La répartition des pluies dépend très largement du relief: les grandes lignes orographiques provoquent des précipitations énormes sur leurs flancs exposés au sud et à l’ouest: les chutes d’eau dépassent 5 m à Mahabaleswar (Gh ts occidentaux), ou à Akyab (Arakan Yoma), 12 m à Tcherrapoundji. L’existence sur de vastes étendues, jusqu’à 55⁰ de latitude nord, du même été humide explique l’abondance des précipitations: les pluies d’été dominent de mai à novembre dans l’hémisphère Nord, de novembre à mai dans l’hémisphère Sud. Cet été est d’ailleurs chaud: les températures moyennes de juillet se tiennent partout entre 26 ⁰C et 28 ⁰C. De l’équateur jusqu’à 40⁰ de latitude nord et même au-delà, l’été est tropical.

Il y a certes quelques exceptions à ce rôle capital des pluies d’été: Sumatra, la péninsule malaise, Bornéo ont un climat équatorial, des pluies abondantes toute l’année avec un maximum net d’octobre à décembre. La côte d’Annam (Trung Bô), la côte orientale de Thaïlande péninsulaire, la côte de Coromandel reçoivent des pluies de septembre à décembre, tandis que l’été est assez sec. Enfin, la côte japonaise de la mer du Japon, bien que pluvieuse en été, connaît son maximum de précipitations en hiver sous forme d’énormes chutes de neige.

L’existence d’un été tropical est normale dans les régions situées de part et d’autre de l’équateur jusqu’à 13⁰-15⁰, mais non jusqu’à 40 ⁰ (Pékin) ou même 43⁰ de latitude nord (Sapporo). C’est là un phénomène d’une exceptionnelle importance: sa principale conséquence est la disparition dans cette partie de l’Asie de la barrière de désert qui ailleurs sépare pays tropicaux et pays tempérés. Telle est la conséquence fondamentale de la mousson.

La circulation atmosphérique est perturbée en Asie orientale et méridionale par la masse du continent asiatique et l’altitude de l’Himalaya. Depuis le Moyen Âge, les navigateurs ont su utiliser l’alternance des «moussons»: mousson du nord (généralement nord-est) en hiver, mousson du sud (généralement sud-ouest) en été. Mais, pour les masses paysannes asiatiques, la vraie mousson est celle d’été qui apporte la pluie et permet les récoltes: mousson du sud dans l’hémisphère boréal; du nord dans l’hémisphère austral. C’est aussi celle dont les caractères exceptionnels sont les plus nets.

La mousson (d’été boréal) est due à un appel d’air du continent asiatique: de très basses pressions se forment dès le mois de mai, au cœur de l’Asie. Ces basses pressions attirent, par-delà l’équateur, l’alizé austral, originaire des hautes pressions subtropicales de l’hémisphère Sud. Une énorme masse d’air potentiellement humide, d’épaisseur variable mais pouvant atteindre 5 000 et même 8 000 m, aborde ainsi l’Asie orientale. Les basses pressions estivales ont été attribuées à la chaleur continentale. Elles sont, peut-être, dues surtout au passage brutal du jet-stream d’ouest du sud au nord de l’Himalaya et du Tibet à la mi-juin.

Les faits ont moins d’importance et moins de netteté pour la «mousson d’hiver». De très hautes pressions dues au froid intense règnent sur l’Asie centrale et orientale; l’air polaire froid et sec se répand vers le sud. Il parvient jusqu’à 20⁰ de latitude nord, marquant très fortement l’hiver de la Chine et du Japon. Mais plus au sud il ne joue pas, semble-t-il, un rôle dominant en Asie méridionale, car la «mousson du nord-est» n’y semble, le plus souvent, qu’un alizé issu de hautes pressions subtropicales.

Si l’été est sur toute cette vaste région du monde uniformément chaud et humide, l’hiver montre de considérables différences: Pékin a une moyenne de 漣 4 ⁰C en janvier; à la même époque, Bangkok accuse 23 ⁰C; ce sont les hivers et les mécanismes hivernaux qui différencient les climats de l’Asie méridionale et extrême-orientale.

Les étés uniformément humides de l’Asie des moussons favorisent une végétation d’une extrême richesse, où se mélangent espèces tropicales et espèces tempérées: les espèces tropicales atteignent des latitudes élevées vers le nord; le bambou atteint le Yangzijiang et la latitude de T 拏ky 拏, et monte bien plus au nord encore, au Japon, comme plante cultivée.

1. L’Asie sud-occidentale

L’Asie sud-occidentale, caractérisée par l’association de chaînes plissées, fragments de la ceinture alpine, nombreuses surtout dans le secteur septentrional de la Turquie à l’Afghanistan, et d’un socle anciennement consolidé qui constitue l’ossature de la péninsule arabique et du Levant, comprend des marges montagneuses humides et forestières et des plateaux intérieurs désertiques ou subdésertiques dont le paysage est dominé par l’aridité.

Structure et relief

L’arc montagneux alpin

L’arc montagneux alpin se suit en Asie occidentale, au nord de la plate-forme syrienne, dans les hautes terres de l’Anatolie et de l’Arménie, de l’Iran et de l’Afghanistan.

L’Anatolie appartient tout entière au domaine des chaînes plissées tertiaires, prolongation des Dinarides balkaniques. Mais des masses rigides, anciennement consolidées, viennent s’intercaler dans l’édifice: massif des Méandres (ou carolydien) dans l’Anatolie sud-occidentale; massif de Kïrchehir au centre de l’Anatolie, à l’est du méridien d’Ankara, autour desquels se moulent les plis. Les chaînes plissées, en effet, enserrent au nord et au sud cette zone intermédiaire. Chaînes Pontiques au nord, Taurus au sud dessinent leurs virgations en fonction de ces masses rigides. Le Taurus occidental se marque ainsi par un arc convexe vers le nord, avec influence probable d’une masse rigide effondrée sous les eaux du golfe d’Antalya provoquant le rebroussement de Pamphylie-Pisidie. Puis, après la large convexité vers le sud de l’arc du Taurus central, les plis du Taurus oriental remontent vers le nord-est sous l’influence de l’avancée vers le nord du socle syro-arabe. Les virgations des chaînes septentrionales, moins accentuées, reproduisent dans l’ensemble le dessin des côtes de la mer Noire. La structure de ces plis est généralement caractérisée par un double déversement vers l’extérieur, nord dans les chaînes Pontiques et sud dans le Taurus, avec des charriages et des chevauchements souvent importants, de l’ordre de plusieurs dizaines de kilomètres au moins dans le Taurus isaurien (central), et apparition de quelques déversements en sens inverse au voisinage des masses rigides. Le matériel rocheux est assez différent dans les deux ailes du plissement. Dans les chaînes du nord, de nombreux petits noyaux intrusifs s’ajoutent à des massifs de schistes cristallins et se dispersent au milieu d’un matériel prédominant schisto-gréseux et de flysch très épais avec nombreuses intercalations volcaniques. Dans le Taurus domine une sédimentation beaucoup plus uniforme sur de vastes espaces, crétacés (1 500 m d’épaisseur), des noyaux isolés de schistes anciens (dévoniens) et d’importantes masses de roches vertes et d’intrusions basiques.

Mises en place essentiellement du Crétacé à l’Oligocène, ces chaînes ont subi au Néogène de longs processus d’aplanissements, à partir de niveaux de base marins, notamment au sud où les séries miocènes ont largement pénétré dans toute l’Anatolie méridionale, à partir de niveaux de base de cuvettes lacustres en Anatolie intérieure. Le relief actuel de l’Anatolie résulte d’un gigantesque mouvement de rajeunissement postérieur à ces aplanissements. Le Miocène marin est porté dans le Taurus central à plus de 2 600 m d’altitude, et des cassures de plus de 1 000 m de rejet affectent le Néogène continental en Anatolie orientale. L’aboutissement de ces mouvements épéirogéniques pliocènes et quaternaires est l’édification de la masse du haut plateau anatolien, haute terre dont l’altitude moyenne (1 132 m) est très élevée, surtout si on la compare à celle de la péninsule Ibérique, de structure comparable (600 m). Les altitudes absolues restent pourtant relativement faibles, ne dépassant 4 000 m que dans quelques rares cônes volcaniques isolés.

Les aspects régionaux du relief découlent de ces données structurales et des conditions de l’individualisation morphologique des bourrelets montagneux périphériques. Le Taurus est une montagne lourde, où dominent les hautes surfaces d’érosion néogènes, souvent profondément karstifiées, surtout dans tout le Taurus occidental et central où de vastes poljés d’aspect dinarique s’encastrent dans la masse des calcaires crétacés, et en Cilicie Trachée, haut plateau de calcaires miocènes. Au-dessus s’élèvent de hauts blocs qui correspondent sans doute à des zones de surexhaussement tectonique (Bey daghlarï dans le Taurus occidental, 3 086 m; Ala dagh dans le Taurus cilicien, 3 735 m). Les chaînes Pontiques, quant à elles, offrent à l’ouest des alternances de blocs et sillons longitudinaux remblayés, découpés en contrebas d’une surface d’érosion sommitale d’altitude médiocre (généralement inférieure à 2 000 m). À l’est du Yechil Irmak, la physionomie devient celle d’une haute barrière, très continue, à ossature de batholites granitiques, fortement marquée par l’empreinte glaciaire quaternaire (Kaçkar daghlarï, 3 937 m). Sur la façade égéenne, le relief se morcelle en blocs séparés par des fossés allongés est-ouest où coulent les grands fleuves (Grand et Petit Méandre, Gediz, Bakïrçay) et s’ennoyant peu à peu vers l’Égéide. L’Anatolie intérieure est constituée de plateaux situés vers 1 000-1 500 m, souvent témoins des aplanissements infranéogènes ou néogènes, avec bassins tectoniques, parfois occupés par des lacs, encastrés dans cette surface que dominent d’autre part des blocs montagneux surélevés et des cônes volcaniques (Erciyes daghï ou Argée, 3 916 m). Dans l’Anatolie orientale, l’ensemble de l’édifice s’exhausse en même temps qu’il se resserre avec l’avancée vers le nord de la plate-forme syro-arabe (serrée arménienne). Les plis des chaînes périphériques pontiques et tauriques se distinguent de plus en plus mal de la zone centrale, et le style tectonique vertical domine. La surface post-miocène est portée à 2 200 m dans la région du lac de Van, à 3 000 m dans les monts Cilo au cœur du Kurdistan. En même temps, les dénivellations des fossés s’accusent (souvent de 2 000 à 3 000 m de relief relatif par rapport aux blocs bordiers) et des édifices volcaniques de plus en plus élevés (Ararat, 5 165 m) dominent les plateaux.

Le plateau irano-afghan a la même disposition générale du relief; c’est dans l’ensemble un haut pays massif, d’altitude généralement supérieure à 1 000 m, mais découpé par des chaînons transversaux en compartiments abaissés: Grand Kavir (centre nord-est de l’Iran) dont le fond se situe vers 600 m; Lout (sud-est de l’Iran) dont le fond se trouve environ à 300 m; cuvettes de l’Afghanistan méridional et du Séistan situées vers 450-500 m. Des massifs morcelés atteignant 3 000 m séparent le Kavir du Lout. Les hauteurs du Kouhistan (de 2 300 à 2 800 m) séparent le Lout du Séistan. Ce haut plateau correspond sans doute au point de vue structural à une masse rigide intermédiaire, essentiellement précambrienne mais où on a décrit des traces d’orogenèse hercynienne, et dont une partie n’a probablement été métamorphisée que par une activité magmatique liée aux premières phases des processus géosynclinaux alpins, d’âge jurassico-crétacé. Ce plateau iranien se fragmente à ses deux extrémités: au nord-ouest dans l’Azerbaïdjan, où il se rétrécit et se fracture en blocs anciens alternant avec des fossés remblayés au Tertiaire ; à l’est dans les bassins du Kaboulistan (1 800 m environ), où les cuvettes d’effondrement de la fin du Nummulitique ont été fossilisées par des dépôts néogènes.

Deux arcs montagneux allongés sur plus de 2 500 km enserrent ce plateau. L’arc septentrional, formé par l’épais bourrelet qui frange au sud la Caspienne, l’Alborz (ou Elbourz), dominé par le grand cône volcanique du Dam vand (5 678 m) et le massif granitique de l’Alam Kouh (4 840 m), puis les monts du Khorassan (3 350 m), plus morcelés, à convexité tournée vers le nord et enserrant plusieurs bassins longitudinaux comme celui de Machad. Au-delà de la frontière afghane, les chaînes reprennent de l’altitude et forment un arc légèrement convexe vers le sud qui se resserre et s’exhausse progressivement vers l’est dans l’Hindou Kouch ; ce massif atteint 5 080 m dans sa partie occidentale et 6 250 m dans sa partie orientale, avant d’aller se fondre dans le vaste nœud orographique du Pamir à plus de 7 000 m d’altitude à la frontière pakistanaise. Ces montagnes septentrionales ont pour caractéristique structurale commune d’être des éléments de transition, bourrelets marginaux de la plate-forme russe plus que chaînes plissées à partir de sillons géosynclinaux. Ces traits sont déjà sensibles dans l’Alborz, chaîne à double déversement affectant, en un paroxysme anténéogène, une sédimentation qui n’est devenue épaisse qu’à l’Éocène (série très puissante de «couches vertes» à aspect de flysch) et fortement rajeunie par un bombement à grand rayon de courbure au Pliocène et au Quaternaire. Cet aspect de pli de fond marginal de la plate-forme russe s’accuse dans les monts du Khorassan où dominent désormais les affleurements du socle cristallin et cristallophyllien, très réduit dans l’Alborz. Il se poursuit dans l’Hindou Kouch, qui se présente comme un dôme granitique dont la couverture sédimentaire, fortement plissée et déjetée vers le sud, a presque complètement disparu de toute la partie centrale et orientale. Là encore des mouvements épéirogéniques post-néogènes, et même partiellement postérieurs au lœss quaternaire, sont responsables de l’édification du relief actuel où dominent de lourdes surfaces d’érosion, probablement en grande partie corrélatives de la sédimentation néogène.

L’arc méridional (le Zagros) est au contraire du point de vue structural une zone géosynclinale typique, qu’on peut diviser en un certain nombre de zones structurales longitudinales bien caractérisées:

– La zone des plis bordiers autochtones, en bordure du golfe Persique, groupés en deux grands lobes à convexité tournée vers la plate-forme arabique, celui du Lourist n et celui du F rs et du L ristan, se terminent à Bandar Abbas sur le Golfe. À ces plis courts sont fréquemment associés des dômes de sel à structures pétrolifères.

– La zone des Iranides, dominant les plis bordiers par un grand chevauchement frontal, affectée d’un charriage général vers le sud-ouest et comprenant du sud-ouest au nord-est plusieurs sous-zones régulièrement disposées: zone à écailles de Paléozoïque, zone de flysch à grandes écailles, zone à radiolarites et ophiolites, zone de Paléozoïque métamorphisé.

– Une grande cicatrice éruptive interne enfin, qui se suit depuis les volcans de l’Azerbaïdjan (Sahand, 3 700 m) jusqu’à ceux du Baloutchistan (Kouh-i Taft n’, 3 800 m). L’orogenèse principale date de l’Éogène dans les Iranides, du Miocène dans les plis bordiers avec encore une importante phase post-pontienne à mouvements tangentiels. Mais le relief est surtout dans la dépendance de la tectonique transversale qui détermine des secteurs d’exhaussement et de resserrement en fonction des culminations d’axe de l’avant-pays. Le long de l’arc du Zagros, dont la longueur atteint 1 800 km et la largeur moyenne 250 km, l’exhaussement est maximal au droit d’Ispahan dans le Zardeh Kouh (4 500 m) et dépasse encore 4 000 m entre Ispahan et Ch 稜r z, pour s’abaisser à partir de cette dernière ville dans la zone des bassins du F rs, où l’édifice se morcelle. Au-delà, la dorsale principale se rétrécit, dépasse encore 4 500 m au sud de Kirm n, puis s’ennoye peu à peu, jusqu’à la frontière pakistanaise, dans les chaînons du Baloutchistan.

L’Arabie sud-orientale appartient en partie à ce domaine des chaînes plissées mésogéennes. Au sud-est du rebroussement du détroit d’Ormuz, une aile du Zagros, recourbée vers le sud, constitue les chaînes de l’Oman, de raccord exact bien qu’encore énigmatique. L’orogenèse essentielle y est crétacée, mais des mouvements d’ensemble plus récents sont responsables du relief, affectant de bombements à vaste rayon de courbure une sédimentation tertiaire (gigantesque crêt éocène du djebel Akhdar, 3 020 m).

La plate-forme arabo-syrienne

Au sud de l’Asie apparaissent d’autres zones d’ancienne consolidation. La plate-forme arabo-syrienne constitue la majeure partie de la péninsule arabique et le Levant au pied des zones plissées des hautes terres anatoliennes et iraniennes. Sa caractéristique générale est une inclinaison structurale vers l’est, avec un vigoureux relèvement à l’ouest en un bombement montagneux qui domine les zones effondrées de la mer Rouge et de la Méditerranée orientale. Cette inclinaison exprime la surcharge, sur la zone tabulaire, des chaînes plissées de l’Iran méridional (Zagros) ou de l’Arabie orientale (Oman), entraînant un mouvement de bascule généralisé, avec dislocations et effondrements dans la bordure relevée, mise en porte à faux. Mais l’intensité du bombement et ses modalités ont été bien différentes suivant les secteurs.

L’Arabie a un socle ancien précambrien qui affleure largement dans toute la zone relevée de l’Arabie occidentale. Un premier secteur y dépasse 2 000 m au sud-est du golfe d’Akaba. L’altitude du front montagneux diminue ensuite dans le Hedjaz, entre 27⁰ et 25⁰ de latitude nord, jusque vers 1 500 m, puis remonte dans les hautes montagnes de l’Asie et enfin du Yémen où le socle est couvert de vastes épanchements de laves basaltiques culminant à plus de 4 000 m. Ce bombement de l’Arabie occidentale domine à l’ouest une plaine côtière, le Téhama, large d’une quinzaine de kilomètres en moyenne, mais où le remblaiement récent atteint parfois plusieurs centaines de mètres d’épaisseur, puis le fossé de la mer Rouge, qui correspond à l’axe, effondré sans doute au Pliocène inférieur, du bombement qui avait commencé à se dessiner dès le Crétacé, époque où débutent les émissions basaltiques. Dans l’Arabie centrale, à hauteur du Hedjaz, le bombement du socle s’étend vers l’est, jusqu’au cœur de la péninsule, dans le massif ancien du Nedjd.

Sur ce socle repose une couverture sédimentaire. Au nord et au centre-est, en structure concordante appuyée sur le Nedjd, apparaissent des séries de cuestas arquées, jurassiques, crétacées, éocènes, qui se suivent parfois sur 800 km (djebel Toueik). Des ergs occupent les dépressions monoclinales et le Grand Néfoud, au nord-ouest de la péninsule, correspond à la dépression périphérique du socle. Au sud de la péninsule, c’est une table calcaire beaucoup plus disloquée qui s’appuie sur le massif ancien au nord-est d’Aden et constitue les plateaux entaillés par le réseau de l’oued Hadramaout.

Dans l’Arabie orientale enfin apparaissent des plis d’avant-pays, continuation des axes homologues de l’Irak et de l’Iran méridional. Ces plis, de direction générale nord-sud, constituent les anticlinaux pétrolifères de la côte des Pirates (péninsule de Qatar) et vont s’ennoyer dans la grande dépression du Roub al-Khali (le «quartier vide», Empty Quarter ), immense erg qui occupe tout le sud et le sud-est de la péninsule jusqu’au rebord intérieur des chaînes de l’Oman.

Le Levant , à la différence de l’Arabie, a son socle est à peu près totalement masqué sous la couverture sédimentaire. Un pointement minime de roches anciennes affleure seulement au cœur du désert syrien dans la boutonnière d’El Gara.

Le bourrelet montagneux méditerranéen, de l’Amanus à la Palestine, correspond essentiellement à la tranche du socle syrien, relevée et disloquée avec sa couverture par les forces orogéniques du géosynclinal alpino-méditerranéen. Toute sa retombée s’est plissée en lourds anticlinaux et synclinaux, plis de fond typiques, à peu près intacts avec leur couverture sédimentaire comprenant généralement un noyau jurassique et une épaisse carapace de calcaires cénomaniens. Ainsi se suivent tout au long de la façade méditerranéenne, du nord au sud: les anticlinaux nord-nord-est - sud-sud-ouest de l’Amanus (en territoire turc), du Kurd dagh et du Cassius (Kosséir), séparés par le fossé de l’Amouk où l’Oronte gagne la mer. Ces plis septentrionaux, plus proches des pressions orogéniques, ont des noyaux paléozoïques portés à des altitudes élevées (2 000 m) et sont accompagnés par d’énormes effusions de roches vertes ; l’alignement littoral djebel Ansarie-Liban-Galilée, qui atteint 1 583 m dans le djebel Ansarieh, 3 088 m dans le Liban et ne dépasse pas 1 000 m en Galilée.

Un champ de fractures méridien affecte la retombée orientale de ces montagnes méditerranéennes, marqué par les sillons synclinaux plus ou moins faillés du Ghab, au droit du djebel Ansarieh, de la Bekaa, au droit du Liban, et au sud par le long fossé continu où s’alignent le lac de Tibériade, la vallée du Jourdain, la mer Morte dont la surface se trouve à 392 m au-dessous du niveau de la mer avec des fonds de 400 m, et qui se termine par le golfe d’Akaba. Au-delà vers l’est, le socle syrien est relevé en de nouveaux reliefs: table du djebel Zaouié face au djebel Ansarieh ; plis de l’Anti-Liban et du Hermon (2 800 m) à la hauteur du Liban ; rebord du plateau de Transjordanie.

La mise en place de ces reliefs complexes de la zone méditerranéenne littorale s’est faite en plusieurs épisodes depuis le Crétacé, date à laquelle les massifs sont apparus pour la première fois. Ceux-ci sont essentiellement constitués de hautes surfaces karstifiées – témoins presque intacts des surfaces d’érosion qui ont, à plusieurs reprises, au Tertiaire, retouché les massifs entre les pulsations orogéniques – et entaillées par des gorges transversales vertigineuses, expression d’un réseau hydrographique jeune ayant à peine amorcé, depuis la dernière surrection, le dégagement des formes structurales.

La plate-forme syrienne s’incline ensuite régulièrement vers l’est dans le désert syrien, où dominent des plateaux d’apparence structurale limités par des cuestas et plus ou moins retouchés par des niveaux d’érosion. Deux catégories d’accidents interrompent la pente régulière vers l’est: des reliefs volcaniques, comme le djebel Druze (1 765 m), dans la zone occidentale fracturée; des plis courts de couverture, expression des influences orogéniques du domaine alpin dans sa zone bordière, le long du piémont du Taurus (plis ouest-est comme le djebel Sindjar) et du Zagros (plis nord-ouest - sud-est de l’Irak oriental et du Khouzistan iranien) jusqu’en bordure du golfe Arabo-Persique, donnant des structures pétrolifères.

L’ennoyage maximal de la plate-forme syrienne à l’est est atteint dans la cuvette mésopotamienne, vaste dépression alluviale où coulent le Tigre et l’Euphrate, plaine plus uniforme à l’ouest où la subsidence semble avoir été continue dans la zone de l’Euphrate en contrebas d’une pliure bordière, plus contrastée à l’est où alternent au pied du Zagros des cônes de déjection, très aplatis, qui ont repoussé le Tigre vers l’ouest, et des zones mal colmatées. La partie inférieure de la plaine est partiellement occupée par des nappes lacustres et des marécages qui ne sont pas, comme on le croyait naguère, le vestige d’un golfe Arabo-Persique jadis plus étendu vers le nord et barré par des édifications alluviales, mais probablement l’expression de la persistance de mouvements récents de subsidence ayant créé des compartiments limités à l’aval, dans la zone de l’embouchure, par des rides anticlinales.

La péninsule du Sinaï , bloc isolé entre les fossés de Suez et d’Akaba, est formée par le socle ancien, fortement relevé (2 657 m à la montagne de Moïse), qui constitue toute la partie méridionale de la péninsule. Sur ce horst méridional s’appuie une couverture sédimentaire (grès de Nubie du continental intercalaire, mésozoïque, puis crétacé-éocène) à relief de grandes cuestas à front tourné vers le sud. Dans le nord de la péninsule, enfin, des dômes courts, prolongation des plis du Néguev, se rattachent à la zone des plis d’avant-pays de la plate-forme arabique.

Climat, végétation, hydrologie

Le climat de l’Asie sud-occidentale est essentiellement dominé par les rythmes du climat méditerranéen, subtropical à pluies d’hiver, avec ses dégradations arides.

La circulation atmosphérique

La circulation atmosphérique diffère de façon fondamentale entre l’hiver et l’été. En hiver, la masse du plateau irano-afghan est incorporée aux hautes pressions asiatiques et une langue anticyclonique s’avance sur le plateau anatolien. Les dépressions cycloniques suivent une route septentrionale, pontique et caspienne, ou une route méridionale, se dirigent le long de la côte sud de l’Anatolie vers le fond du golfe d’Alexandrette puis envahissent le Levant et atteignent le fond du golfe Arabo-Persique d’où certaines parviennent jusqu’au nord-ouest de l’Inde. La route septentrionale est plus active à l’automne, au moment où la masse sibérienne est déjà rafraîchie et où le contraste thermique est maximal avec la mer Noire et la Caspienne encore tièdes. La route méridionale est plus active en hiver et au printemps où le contraste est maximal entre les hautes terres froides anatolo-iraniennes et les eaux tièdes de la Méditerranée et du golfe Arabo-Persique, alors que la Caspienne et la mer Noire fortement refroidies et partiellement gelées en surface, n’offrent plus alors de support suffisant aux discontinuités de masses d’air. Ces dépressions hivernales recouvrent fréquemment toute l’Anatolie occidentale, où l’anticyclone n’est pas stable; elles pénètrent plus rarement en Anatolie orientale et sur le plateau iranien. Il est assez exceptionnel qu’elles étendent leur action à la péninsule arabique; elles n’y sont cependant pas inconnues jusqu’au Yémen inclus, qu’elles atteignent au printemps, époque de discontinuité thermique sensible entre les hautes terres froides de l’ouest et du centre de la péninsule et les eaux chaudes de la mer Rouge. Leur passage tardif (mai) sur le Levant y déclenche des invasions soudaines d’air chaud méridional avec montées brusques de la température (type de temps du khamsin, équivalent du sirocco d’Afrique du Nord).

En été, après la période incertaine du printemps où des pluies de convection orageuses se développent sur les cuvettes déjà rapidement échauffées de l’Anatolie intérieure et orientale et de l’Azerbaïdjan, le régime des vents s’organise autour du flux général des courants alizé-étésiens en provenance de l’anticyclone subtropical atlantique des Açores et se dirigeant vers les basses pressions du nord-ouest de l’Inde, qui se prolongent vers le golfe Arabo-Persique et la Mésopotamie. Ce régime, entraînant une sécheresse quasi absolue, caractérise la plus grande partie du Moyen-Orient. Seules des franges septentrionales et méridionales lui échappent. Au nord, les bordures littorales pontique et caspienne sont encore atteintes par des dépressions de la zone tempérée s’appuyant sur les nappes maritimes fraîches de la mer Noire ou de la Caspienne. D’autre part, au sud, l’extrémité méridionale de l’Arabie est sous l’influence de masses d’air en provenance des hautes pressions tropicales de l’hémisphère Sud, qui apportent déjà des pluies estivales sur tous les versants montagneux, par un mécanisme analogue à celui de la mousson d’été de l’Inde. Celle-ci enfin atteint les reliefs montagneux de l’Afghanistan du Sud-Est.

Les pluies

Ces conditions barométriques générales, renforcées par la disposition générale du relief, commandent la répartition des précipitations, essentiellement caractérisée par le contraste entre les franges montagneuses abondamment arrosées et les plateaux intérieurs plus ou moins arides. En Anatolie, les deux bordures montagneuses taurique et pontique sont également très humides (plus de 2 m de précipitations annuelles dans toute la partie orientale des chaînes Pontiques et dans certains secteurs du Taurus, encore plus de 1 m sur presque toute la façade montagneuse méditerranéenne de la Paphlagonie, plus de 750 mm sur toutes les côtes méridionales et septentrionales, y compris les plaines littorales, à l’exception de quelques secteurs abrités des vents d’ouest comme la côte de Sinop à Samsun sur la mer Noire). La plus grande partie de la façade égéenne reçoit encore plus de 500 mm. Mais, en Iran, une dissymétrie apparaît entre les deux arcs montagneux qui enserrent le plateau. La route septentrionale de dépressions est en effet désormais beaucoup plus fréquentée, les relais maritimes y étant plus nombreux que sur la route méridionale qui comporte entre le fond du golfe d’Alexandrette et le golfe Arabo-Persique un trajet continental beaucoup plus long. Ainsi, la frange caspienne reçoit plus de 500 mm sur tout le versant nord de l’Alborz, avec des maximums de 1 200-1 500 mm dans le Guil n, et encore de 600 à 800 mm dans le Gourg n. Dans l’arc méridional, les précipitations doivent atteindre de 600 à 800 mm dans le Zagros occidental mais diminuent rapidement vers l’est, tombant entre 200 et 400 mm dans les massifs à l’est du F rs et dans les chaînons du Baloutchistan qui sont franchement arides, alors que dans l’arc septentrional la diminution, sensible dès les monts du Khorassan, est beaucoup moins brutale, de larges secteurs de l’Hindou Kouch devant recevoir plus de 500 mm. Sur la façade méditerranéenne montagneuse du Levant, les pluies diminuent de façon générale du nord vers le sud aussi bien que vers l’intérieur. Les massifs du Nord (djebel Ansarieh, Liban, Hermon grâce à la trouée du Litani qui lui épargne l’abri du Liban) reçoivent plus de 1 m, avec des îlots de plus de 1 500 mm sur les sommets du Liban. La frange littorale est également très arrosée (Beyrouth, 879 mm). Le massif palestinien, moins élevé, reçoit de 600 à 800 mm. Vers le sud, les précipitations diminuent très rapidement dès que disparaissent les eaux de la Méditerranée. Elles ne dépassent nulle part 200 mm sur les reliefs du Hedjaz. C’est seulement avec l’apparition de pluies estivales qu’elles augmentent à nouveau considérablement dans l’Arabie méridionale. Elles doivent dépasser 1 m au Yémen entre 1 200 et 2 500 m d’altitude, et atteindre de 600 à 700 mm au Dhof r et probablement de 300 à 400 mm dans les montagnes de l’Oman.

Derrière l’abri des bordures montagneuses, la sécheresse des plateaux intérieurs est cependant tempérée, en Anatolie, par la fréquence des invasions cyclonales hivernales sur les parties occidentales de la péninsule. Les précipitations s’y tiennent généralement entre 300 et 400 mm dans toute l’Anatolie centrale (Konya, 303 mm; Kayseri, 379 mm) et remontent sur le haut plateau de l’Anatolie orientale (Erzurum, 500 mm à 1 900 m d’altitude). Aucune partie du plateau anatolien ne se trouve en dehors de la limite de la culture pluviale, possible jusque sur les bords du Grand Lac Salé, dans la partie la plus sèche de la steppe centre-anatolienne. Le plateau iranien est beaucoup plus marqué par l’aridité. Si les bassins de l’Azerbaïdjan (Tabr 稜z, 289 mm) sont encore partiellement cultivables en culture pluviale, ainsi que ceux du Kaboulistan (Kaboul, 348 mm) et que les piémonts au nord de l’Hindou Kouch (Maïmana, 408 mm), au sud de l’Alborz (Téhéran, 244 mm) ou au nord du Zagros occidental (Hamadan, 412 mm), les pluies tombent fréquemment au-dessous de 200 mm dans les parties centrales et orientales du plateau iranien (Ispahan, 147 mm; Kerman, 137 mm; Kandahar, 224 mm) et les cuvettes encastrées dans le plateau sont franchement désertiques (Farah, dans le Séistan afghan, 69 mm; probablement moins de 50 mm dans le centre du Lout). Les précipitations diminuent de même très vite dans tout l’intérieur du Levant, sous le vent des reliefs de la côte méditerranéenne, et cela dès les plateaux de la Syrie du Nord-Ouest (Alep, 456 mm) et les dépressions longitudinales (Baalbeck dans la Bekaa, 358 mm). Damas avec 191 mm est déjà une oasis, et la totalité de la Mésopotamie est au-dessous de l’isohyète 200 mm. Les précipitations ne remontent que faiblement sur les côtes du golfe Arabo-Persique, pour s’affaiblir ensuite à nouveau vers l’est (Abadan, 172 mm; Bouchir, 257 mm; mais Djask sur la côte du Baloutchistan, 120 mm).

Les régimes pluviométriques appartiennent dans la plus grande partie du Moyen-Orient au type méditerranéen, offrant un contraste entre la saison sèche d’été et la saison humide d’automne-hiver-printemps. Cependant, dans toute une partie de l’Anatolie orientale et du plateau iranien apparaît un maximum de printemps lié aux pluies orageuses se développant dans le marais barométrique de la saison intermédiaire, alors que l’établissement de la pellicule anticyclonale hivernale entraîne une relative sécheresse. Sur les marges existent des régimes aberrants, à pluies relativement équilibrées entre toutes les saisons: avec maximum automnal sur les côtes pontiques et caspiennes (plus grande activité en cette saison de la route septentrionale de dépressions); avec maximum d’été correspondant aux pluies de mousson dans l’Arabie méridionale, qui l’emportent très nettement sur les derniers et faibles vestiges de pluies hivernales.

Les températures

Les températures sont caractérisées en premier lieu par le contraste entre les hautes terres de l’Anatolie et du plateau iranien, à hivers froids, et les franges littorales et méridionales à hivers tièdes permettant les cultures subtropicales. C’est ainsi que la moyenne du mois le plus froid se tient généralement entre 0 ⁰C et 5 ⁰C sur l’ensemble des hauts plateaux anatoliens et irano-afghans (Téhéran, 3,1 ⁰C en janvier; Konya, 漣 0,5 ⁰C), s’abaissant dans les bassins intra-montagnards (Tabr 稜z, 漣 2,7 ⁰C à 1 360 m d’altitude) et surtout sur les hautes terres d’Anatolie orientale (Erzurum 漣 8,7 ⁰C). Sur les côtes de la Caspienne et sur les côtes anatoliennes de la mer Noire, de l’Égée et de la Méditerranée, les températures se tiennent généralement entre 5 ⁰C et 10 ⁰C (Anzal 稜 sur la Caspienne, 8,2 ⁰C en janvier; sur la mer Noire, Trabzon, 7 ⁰C; Samsun, 6,6 ⁰C; sur l’Égée et la Méditerranée: Izmir, 8,3 ⁰C; Antalya, 9,9 ⁰C). Sur les côtes méditerranéennes du Levant et sur le golfe Arabo-Persique, les moyennes du mois le plus froid s’élèvent au-dessus de 10 ⁰C (Beyrouth, 13,1 ⁰C; Abadan, 11,5 ⁰C; Bouchir, 14 ⁰C; Djask, 19 ⁰C). Elles diminuent de nouveau dans l’intérieur continental du Levant (Alep, 6 ⁰C; Deir Ez Zor, 7 ⁰C) mais beaucoup moins que sur les hauts plateaux du Nord.

Les moyennes des mois les plus chauds d’été se situent entre 23 ⁰C et 28 ⁰C sur les littoraux caspiens, pontiques et méditerranéens (Racht sur la Caspienne, 25,2 ⁰C en août; Trabzon, 23,2 ⁰C en août; Izmir, 27,7 ⁰C; Adana 28,1 ⁰C; Beyrouth, 26,9 ⁰C). Elles atteignent des chiffres comparables sur les parties les plus élevées, relativement fraîches, des hauts plateaux septentrionaux (Tabr 稜z, 24,8 ⁰C en juillet; Kaboul, 24,4 ⁰C; Konya, 23,4 ⁰C; encore 20 ⁰C à Erzurum), mais s’élèvent nettement dans les cuvettes intérieures, surchauffées, encastrées dans les plateaux iraniens (Yazd, 33 ⁰C en juillet à 1 240 m d’altitude; Téhéran, 29,1 ⁰C en juillet à 1 220 m d’altitude), où les maximums diurnes restent toujours très élevés (de l’ordre de 35 à 40 ⁰C pour la moyenne des maximums du mois le plus chaud), ainsi que dans la Mésopotamie et sur les côtes du golfe Arabo-Persique, où se situent les maximums absolus (moyenne du mois le plus chaud: 35 ⁰C à Mossoul en juillet; 36 ⁰C à Basrah et 35,8 ⁰C à Abadan en août; 34,4 ⁰C en juillet à Farah au Séistan afghan).

Les amplitudes sont ainsi maximales dans les cuvettes de l’intérieur des hauts plateaux (Yazd, 27,5 ⁰C) et sur les hautes terres de l’Anatolie orientale ou de l’Iran du Nord-Ouest (Erzurum, 28,7 ⁰C; Kars dans le nord-est de l’Anatolie, 30 ⁰C; Zandjan dans le nord-ouest du plateau iranien, 29,1 ⁰C). Elles atteignent encore 25 ⁰C environ sur la majeure partie des plateaux anatolien et iranien (Kayseri, 25,9 ⁰C; Téhéran, 25,6 ⁰C). Elles diminuent déjà légèrement sur les côtes du golfe Arabo-Persique et dans le désert syrien (Basrah, 24,5 ⁰C; Palmyre, 23,1 ⁰C), tombent au-dessous de 20 ⁰C sur la côte caspienne et sur les côtes pontiques, égéennes et méditerranéennes de l’Anatolie (Anzal 稜 sur la Caspienne, 17,6 ⁰C; Trabzon, 16,2 ⁰C; Izmir, 19,4 ⁰C) et à 13-15 ⁰C sur les côtes méditerranéennes du Levant (Beyrouth, 13,8 ⁰C).

La diminution des amplitudes est ensuite rapide vers le sud, où apparaissent en Arabie toutes les caractéristiques thermiques de climats déjà tropicaux, où l’écart entre l’hiver et l’été devient très faible (Djeddah, 24 ⁰C en janvier et 31,5 ⁰C en juillet; Aden, 24,8 ⁰C en janvier et 31,5 ⁰C en juillet). Les amplitudes s’accroissent certainement dans l’intérieur de la péninsule, mais le climat en est encore très mal connu.

Régions et limites climatiques

Les contrastes climatiques régionaux sont essentiellement, au Moyen-Orient, ceux qui opposent les hautes terres intérieures, à hivers rigoureux et amplitude forte, et les franges littorales à hiver tiède. La limite de l’olivier, très significative pour cette délimitation, enserre l’Anatolie d’un liseré quasi continu, à l’exception de quelques secteurs trop humides en été sur les côtes pontiques, et ne pénètre sur le plateau qu’en de rares sites favorables d’adrets abrités. Une autre limite importante est celle du palmier dattier, limite nord des climats à tendances tropicales, qui englobe, outre la basse Mésopotamie, toute la partie sud-orientale du plateau iranien, en dessinant une boucle qui enserre le Lout et va jusqu’aux confins du Grand Kavir. L’expression la plus nette de la démarcation entre régions humides et régions arides, enfin, est donnée par la limite de la culture pluviale. Tout le plateau anatolien appartient au domaine de celle-ci, mais il n’en est pas de même en Iran. La culture pluviale y est possible dans tout l’Iran nord-occidental (à l’exception d’îlots dans les plus profondes cuvettes de l’Azerbaïdjan et dans les steppes de l’Araxe). Mais inversement, dans l’Iran central et sud-oriental, les zones cultivables sans irrigation se limitent à des archipels montagneux dans le Baloutchistan et le Kouhistan, dans le Khorassan et les montagnes de l’Afghanistan médian. Dans le Levant, la zone cultivable se réduit, en arrière des montagnes méditerranéennes, à un mince liséré intérieur, ainsi qu’au piémont immédiat du Taurus (Djeziré) et du Zagros au-dessus de la Mésopotamie (Khouzistan). En Arabie, les zones favorables aux cultures pluviales ne réapparaissent que dans les montagnes méridionales à pluies tropicales, du Yémen à l’Oman.

Conséquences du climat sur le modelé

L’aridité du climat a entraîné le développement de grands systèmes d’ergs dans la péninsule arabique, Néfoud au nord du socle rocheux du Nedjd, Roub al-Khali dans le sud de la péninsule. Dans ce dernier domine une topographie de grandes chaînes dunaires, allongées nord-est - sud-ouest, dans la direction des vents dominants, dans le Centre et le Sud-Est, alignées sud-nord dans l’arrière-pays de l’Oman et de la côte des Pirates.

Malgré l’existence de quelques petits ergs vifs dans la steppe centre-anatolienne et surtout dans les déserts iraniens, les modelés de ce genre sont beaucoup plus rares sur les hauts plateaux septentrionaux. Dans le Lout même, où l’aridité est très marquée, les reliefs d’érosion éolienne sont essentiellement constitués par des crêtes argileuses (yardang ). Le modelé des hauts bassins arides de l’Iran intérieur est dominé par le contraste de deux aspects, le dacht , zone bordière de cailloutis, passant vers le centre au kavir proprement dit, à sols humides couverts d’une mince pellicule d’eau en saison pluvieuse. Les grands bassins arides sont en place au moins depuis la fin du Tertiaire avec la même répartition qu’aujourd’hui, mais ils portent sur leurs flancs des témoins de niveaux étagés qui correspondent aux variations climatiques du Quaternaire. Les kavir sont aujourd’hui partout légèrement transgressifs sur les dacht, indice d’une récurrence humide actuelle, succédant à la phase plus sèche de l’optimum post-glaciaire.

L’influence des périodes froides quaternaires s’est également marquée par une empreinte glaciaire sur les massifs montagneux, sensible notamment dans l’est des chaînes Pontiques, l’Alborz, l’Hindou Kouch, et jusque dans le Taurus, le Liban et le Zagros où ont existé des appareils isolés. La limite des neiges permanentes se relevait, à partir des bordures méditerranéennes et pontiques, vers l’Anatolie du Centre et de l’Est, par effet de continentalité, en dehors de son élévation générale vers le sud. Des glaciers actuels subsistent dans l’Hindou Kouch, dans l’Alborz, les chaînes Pontiques, les hauts volcans de l’Anatolie centrale et orientale (Argée, Ararat...), avec relèvement identique de la limite des neiges permanentes vers l’Anatolie orientale, et il existe même encore des flaques glaciaires dans le Taurus cilicien et jusque dans le Liban (dans une petite doline immédiatement au-dessous de la crête).

Le tapis végétal

Un premier type de formations forestières, très original, est constitué par les forêts humides des franges pontiques et caspiennes, où se sont conservées, dans ces secteurs abrités, des forêts très composites, riches en espèces d’affinités tropicales ayant résisté aux glaciations. Forêt caspienne et forêt pontique représentent cependant deux faciès différents. La première est presque exclusivement composée d’espèces à feuilles caduques avec sous-bois de buis: chêne à feuilles de châtaignier, charme, érable, orme et frêne, hêtre en altitude. Le passage rapide au climat aride du versant intérieur exclut à peu près les conifères sauf quelques cyprès, accompagnés de l’olivier, dans la moyenne vallée du Safid-Roud. Dans la forêt pontique en revanche, les conifères se sont largement répandus (sapins et épicéas), en association avec le hêtre en altitude.

À ces forêts humides s’opposent les forêts sèches, adaptées à une variation saisonnière de l’humidité, expression du climat subtropical méditerranéen. Ce sont les plus étendues. La forêt de genévriers en représente une nuance sèche (300-500 mm de pluies) sur le versant intérieur de l’Alborz, dans le Khorassan et les montagnes médianes de l’Afghanistan. Les forêts de conifères des parties intérieures et sèches des chaînes anatoliennes, à pins noirs, pins sylvestres et genévriers mêlés aux chênes à feuilles caduques, ainsi que les forêts de chênes et genévriers du nord-ouest du Zagros, constituent une variété continentale, à hivers froids, mais correspondant à des pluies plus abondantes (500-750 mm). Elles font la transition avec les forêts de l’étage méditerranéen montagnard, où se mêlent des chênes à feuilles persistantes et des chênes à feuilles caduques, comme le chêne à vallonnée, producteur de tanin dont le rôle économique est considérable dans l’Anatolie occidentale. Bien représentées dans le Taurus et la frange montagneuse méditerranéenne du Levant, les forêts comportent en altitude des massifs de conifères correspondant aux îlots d’humidité maximale (sapin de Cilicie, cèdre du Liban). Elles passent dans les zones basses des littoraux égéens et méditerranéens à la végétation eu-méditerranéenne, où dominent des pins associés aux chênes verts.

Enfin des forêts de type tropical, adaptées aux pluies d’été prédominantes, apparaissent, d’une part, dans le sud-est de l’Afghanistan, sur les versants exposés à la mousson, en une association complexe de chênes et conifères himalayens, pins, sapins et cèdres déodar, et, d’autre part, dans le sud de l’Arabie (zone du caféier et du cat au Yémen; arbres à myrrhe et encens du Dhof r, acacias de type sahélien).

La transition avec les steppes est assurée par des formations steppiques arborées: formations à pistachiers et amandiers particulièrement caractéristiques des piémonts des massifs montagneux de l’Iran intérieur et des zones externes des montagnes médianes de l’Afghanistan, mais se retrouvant aussi dans le nord-ouest du désert syrien; formations buissonnantes à jujubiers ou à acacias des plaines littorales du golfe Arabo-Persique.

Les steppes enfin recouvrent la plus grande partie de l’Anatolie centrale et de l’Iran intérieur, ainsi que les parties intérieures du Croissant fertile: steppes à armoises et, dans leur faciès d’altitude, à Astragalus et Acantholimon. Leur extension a été considérablement accrue par l’action humaine. La steppe centre-anatolienne a succédé ainsi, sans doute dès le Néolithique et l’âge du bronze, à un tapis végétal de forêts claires qui devaient occuper, estime-t-on, plus de la moitié de la surface totale du triangle, aujourd’hui à peu près exclusivement steppique, Ankara-Konya-Kayseri. Le déboisement est encore plus accentué en Iran, où la forêt du Zagros ne recouvre plus guère qu’un dixième, d’ailleurs très dégradé, de sa surface initiale, tandis que les formations à pistachiers et amandiers ont presque totalement disparu ainsi que la forêt de genévriers; au contraire, la forêt caspienne, protégée par une humidité plus forte mais aussi par sa situation très marginale à l’écart des grands centres urbains de consommation du charbon de bois, est restée en grande partie intacte. Le déboisement semble avoir été progressif, mais ses principales étapes ont été les époques de paix, de pression démographique et de prospérité paysanne (époque hellénistique et romaine en Anatolie, époque sassanide en Iran, époque contemporaine partout), alors que les invasions turco-mongoles, avec l’extension du nomadisme et les densités moindres de population qui en ont été la conséquence, ont vu le processus se ralentir et même des reprises forestières se produire. Dans le Levant, les forêts des montagnes méditerranéennes, très dégradées, ont reculé de très bonne heure en Palestine et Galilée, peuplées précocement, plus tardivement dans le Liban et le djebel Ansarieh, où elles ont seulement disparu depuis l’accumulation dans ces montagnes, au Moyen Âge, de réfugiés chrétiens ou musulmans hétérodoxes.

Hydrologie

La variété des régimes et des provinces hydrologiques est maximale dans les hautes terres du Nord. Aux régimes nivaux ou nivo-glaciaires de montagne des régions caspiennes et pontiques, aux régimes méditerranéens plus ou moins influencés par les neiges, mais essentiellement à hautes eaux d’hiver, du Taurus, du Zagros et de la frange montagneuse du Levant (Oronte), parfois abondamment soutenus par une alimentation karstique (Litani au Liban, Manavgat çay en Turquie), s’ajoutent les régimes complexes des cours d’eau de l’Anatolie intérieure, combinant fontes des neiges et maximum pluvial de printemps avec la faiblesse de l’évaporation hivernale pour aboutir généralement à des hautes eaux d’avril. Les deux plus importants cours d’eau, le Tigre et l’Euphrate, ont également des régimes combinant hautes eaux pluviales hivernales et fonte des neiges (maximum de mai-avril sur l’Euphrate, d’avril sur le Tigre où l’influence nivale est moins marquée).

L’aridité comme les conditions morphologiques ont provoqué un grand développement de l’endoréisme et de nombreuses nappes lacustres. Parmi ces dernières, un contraste essentiel est celui qui oppose les lacs d’eaux douces à écoulement souterrain (lacs karstiques de fonds de poljès inondés, comme les grands lacs d’Eghridir, de Beychehir, de Sughla dans le Taurus occidental) et les lacs salés, qui occupent des cuvettes tectoniques sans écoulement souterrain. Faible pour certaines nappes profondes (lac de Van, 2,2 p. 100; lac de Burdur, 2,4 p. 100), la salure atteint son maximum dans les lacs peu profonds (dans le Grand Lac Salé de la steppe centre-anatolienne, on trouve 32,9 p. 100 de sel pour les eaux les plus profondes), alimentée par le Jourdain dont les eaux fluviales ont déjà un taux de salure non négligeable de 0,77 p. 100.

2. L’Asie septentrionale

L’Asie septentrionale, tout entière contenue à l’intérieur des limites territoriales de l’ex-U.R.S.S., rassemble, sur 16 760 300 kilomètres carrés, environ 80 millions d’habitants. Le contraste est donc grand avec les densités humaines élevées de l’Asie méridionale ou extrême-orientale. La position géographique du pays en est responsable pour une large part: cette portion de l’Asie ne connaît, des climats chauds, que la nuance aride extrême, dans la dépression d’Asie moyenne, tandis que les climats froids les plus rigoureux de l’hémisphère boréal règnent sur l’immense Sibérie.

Structure et relief

Les vieilles structures

Socles et bassins sédimentaires se disposent en trois grandes unités qui se succèdent du sud-ouest au nord-est, depuis le rebord des montagnes d’Asie centrale jusqu’aux premiers bourrelets des chaînes plissées d’Extrême-Orient.

Dépression aralo-caspienne et massif central kazakhe

La dépression aralo-caspienne occupe l’emplacement d’un secteur faible du domaine plissé paléozoïque asiatique. Sur la surface d’aplanissement qui nivèle les structures anciennes affaissées, les transgressions mésozoïques et cénozoïques ont déposé des couches de sédiments généralement minces et restées horizontales, au moins dans la moitié septentrionale de la cuvette. Par places, dans le quart sud-oriental, le socle disparaît sous plus de 4 000 m de sédiments. À l’Oligocène inférieur, un jeu de fractures a déplacé vers la mer Caspienne la zone de subsidence maximale. Simultanément, des anticlinaux courts apparaissaient dans la couverture sédimentaire, par suite du rejeu en horst de panneaux du socle. Ces mouvements ont aussi donné naissance à des plis diapirs dans les horizons salifères et pétrolifères des rives nord-orientales de la Caspienne. Après l’émersion définitive, lors d’une phase climatique humide correspondant, dans le temps, à la période glaciaire de l’Europe du Nord, des fleuves puissants, descendus des hautes montagnes d’Asie centrale, ont déposé, à la surface de la cuvette et de son piémont, des formations alluviales. Remaniées par le vent, lors de la période sèche qui suivit le retrait des glaciers, ces alluvions forment la matière première du relief.

Partout, les sables tiennent une grande place, la topographie variant selon qu’ils sont fixés par la végétation ou demeurent libres. Dans les secteurs les moins arides, Betpak-Dala et Semiretché kazakhes, les sables sont retenus par l’uvette ou l’erkek ou, même, le saxaoul. Le Kyzyl-Koum ne présente que de rares paysages dunaires, si bien que le désert vrai n’apparaît que dans le Kara-Koum. Sur les dalles gréseuses du plateau Trans-Oungouz, les vents de la période xérothermique ont façonné des hamadas et accumulé, dans les dépressions, l’argile, craquelée par la sécheresse (takyrs). Ils ont surtout construit de véritables champs de dunes, aujourd’hui dégradées et fixées par la végétation. Entre ces dunes anciennes se logent des chors, qui conservent toujours un peu d’eau fortement salée. Les sables mouvants ne couvrent de vastes surfaces que dans le Sud, au pied du Kopet-Dag et sur les hautes terrasses sèches des fleuves allogènes. Ils sont remaniés actuellement par les vents instables en petites dunes barkhanes mobiles, de 4 à 5 m de hauteur. Les terrasses moyennes et inférieures du Syr-Daria et de l’Amou-Daria, qui portent les canaux d’irrigation, les champs cultivés et les agglomérations humaines, introduisent un paysage plus hospitalier parmi les semi-déserts qu’elles traversent du sud au nord.

Le milieu géographique est aussi plus avenant aux limites septentrionales de la dépression, au contact de la plaine de Sibérie occidentale et de l’Oural méridional. La structure régionale y est caractérisée par la juxtaposition de deux chaînes d’ancienne consolidation, l’Oural et le massif central kazakhe, que sépare le domaine tabulaire du fossé de Tourgaï. Dans cette dernière unité, le socle paléozoïque, vigoureusement déprimé, est recouvert en discordance par des formations sédimentaires méso-cénozoïques horizontales, dont l’épaisseur atteint 1 000 m dans l’axe du fossé et se réduit sur les bordures. Le socle lui-même, qui affleure dans l’Oural et le massif central kazakhe, est formé de deux grandes séries stratigraphiques discordantes. Des intrusions nombreuses ont entraîné la formation de minerai de fer. Les formations sédimentaires du fossé de Tourgaï renferment des bauxites et du minerai de fer oolithique, témoignages de périodes d’émersion à la fin du Trias et au début des temps jurassiques, puis crétacés. Des lignites se sont accumulés au Jurassique inférieur. En surface la plupart de ces roches sont masquées par des alluvions quaternaires qui, bien que peu épaisses, n’en déterminent pas moins des caractères du paysage morphologique. Tandis que les formes d’accumulation lacustres, fluviales ou éoliennes dominent au niveau du fossé de Tourgaï, les formes de dénudation l’emportent là où la tectonique récente a le plus vigoureusement relevé la surface d’érosion miocène, dans l’Oural et le massif central kazakhe.

La plaine de Sibérie occidentale

La plaine de Sibérie occidentale s’étend sur 2 500 km, du littoral arctique au rebord des montagnes d’Asie centrale, et sur 1 500 km d’ouest en est, depuis l’Oural jusqu’au cours de l’Ienisseï. Sur ses 3 millions de kilomètres carrés règne un paysage monotone de plaine forestière marécageuse, se transformant vers le nord en une toundra plane désolée.

Du point de vue structural, cette région appartient au domaine plissé paléozoïque, mais les structures anciennes sont aujourd’hui cachées sous une épaisse couverture sédimentaire méso-cénozoïque.

La plaine ne commence pas immédiatement au sortir de l’Oural oriental: elle en est séparée par un gradin moins effondré qu’elle, qui constitue une sorte de piémont avant la montagne. De petits lacs, d’origine karstique ou glaciaire, occupent les interfluves séparant les vallées vigoureusement encaissées des rivières descendues de la montagne. Au-delà d’un escarpement de faille, orienté du nord au sud, qui se marque dans la topographie par une dénivellation de quelques dizaines de mètres, s’étend la plaine proprement dite. Sa platitude est extrême: les crêtes d’interfluve les plus hautes dominent les talwegs de 50 m au maximum. Entre elles, les fleuves ont façonné d’amples vallées, au fond desquelles ils occupent des lits majeurs démesurés. Visités par les eaux de la grandiose crue de printemps, ces lits se transforment bientôt en marécages impénétrables, tant que le gel automnal ne vient pas en durcir la surface.

La plaine occupe l’emplacement d’une grande zone d’ennoyage, au niveau de laquelle le socle ancien disparaît sous une colonne sédimentaire jurassique, crétacée et éogène dont l’épaisseur s’accroît régulièrement d’ouest en est, où elle atteint 3 000 m. En surface sur 2 000 km du nord au sud, les dépôts meubles du Néogène et du Quaternaire forment une pellicule dont l’épaisseur varie de 200 à 500 m. Le Quaternaire est représenté, jusqu’au 58^e parallèle nord, par des matériaux morainiques ou fluvio-glaciaires, parmi lesquels s’individualisent les dépôts appartenant à chacune des trois phases glaciaires sibériennes (Samarov, Tazov, Zyrian).

Le soubassement paléozoïque reparaît dans le bassin supérieur de l’Ob-Irtych; il est plissé et disloqué. Les conditions naturelles se prêtent à l’exploitation des deux séries houillères que contient le bassin et qui renferment, sur 27 000 km² et 2 000 m d’épaisseur, quelque 450 milliards de tonnes de réserves de charbon.

La haute Sibérie

Des réserves d’importance bien supérieure encore ont été découvertes dans les bassins de subsidence qui accidentent les plateaux de haute Sibérie (ou Sibérie orientale). Regroupant un ensemble de hauteurs alignées et de plateaux, séparés par d’amples cuvettes topographiques, la haute Sibérie forme transition entre la plaine de Sibérie occidentale et les chaînes plissées de l’Extrême-Orient sibérien.

Les unités structurales qui composent la moitié septentrionale de la haute Sibérie s’organisent autour d’une chaîne de très ancienne consolidation: le bouclier de l’Anabar, appelé parfois «continent de l’Angara»; c’est la modeste réplique, au nord de la Thétys, du continent du Gondwana; formé de gneiss précambriens, il disparaît tour à tour sous une couverture paléozoïque épaisse, comprenant notamment au sud-ouest le bassin des Toungouzka dont les gisements houillers occupent un million de kilomètres carrés et constituent le plus vaste bassin houiller de l’ex-U.R.S.S.

Au nord, à l’est et au sud-est, cette plate-forme s’interrompt brusquement, au contact du fossé bordier externe de l’arc de Verkhoïansk, qu’empruntent successivement les vallées du Vilioui, de la Léna et de la Khatanga.

Des mouvements, survenus à diverses périodes et d’ampleur considérable, ont bouleversé les vieilles structures qui occupent la moitié méridionale de la haute Sibérie, au pied des montagnes d’Asie centrale en voie de soulèvement. La complexité structurale est ici extrême, marquée par la juxtaposition de trois unités de vieille consolidation, dont l’âge est d’autant plus récent qu’elles occupent une position plus occidentale. À l’est affleurent les gneiss d’un deuxième fragment du continent de l’Angara, le bouclier de l’Aldan. La chaîne des Baïkalides lui fait suite, au centre, avec ses axes structuraux alignés selon les deux branches d’un V largement ouvert, dont la base s’appuie sur l’extrémité méridionale du lac Baïkal. La chaîne calédonienne des Saïan vient ensuite.

Le matériel rigide qui les constitue s’est brisé sous l’effet des contraintes tectoniques tertiaires, esquissant des cuvettes et des dômes, limités par des fractures, au long desquelles se sont souvent mises en place des venues basaltiques. Le relief actuel est le reflet fidèle de ces déformations récentes du bâti structural. Une série de gradins, dont les plus bas sont compris entre 700 et 1 000 m, assurent, à l’ouest, la transition entre les monts Saïan et la fosse du Baïkal. Les mouvements verticaux atteignent leur maximum d’ampleur au niveau de cette dernière. La fosse résulte de l’effondrement tardif de la partie axiale d’un voussoir, long de 2 000 km, orienté du sud-ouest au nord-est, formé à la fin du Pliocène. Ces mouvements du sol ont bouleversé l’organisation du drainage, perturbant le réseau organisé sur les flancs du voussoir et créant un lac.

La zone du Baïkal se prolonge, vers l’est, par une série de horsts et de blocs basculés, revêtus souvent de basaltes, qui viennent buter contre l’anticlinorium complexe des Iablonovyi. Les monts Iablonovyi, qui culminent à 1 576 m d’altitude, ont de 50 à 100 km de large. Ils sont formés de terrains cristallins et métamorphiques d’âge précambrien, relevés en horst. La même disposition tectonique se retrouve, par-delà la région de croupes des Olekminski-Stanovik, dans les monts Stanovoï, qui viennent se souder, à l’est, aux chaînes de l’Extrême-Orient. Leur structure est fort complexe, bouleversée par les plissements paléozoïques et jurassiques, puis brisée par les cassures cénozoïques. Ces dernières ont relevé, jusqu’à plus de 2 000 m d’altitude, certains fragments des pénéplaines anciennes. C’est assez pour que les glaciers aient pu façonner, à leurs dépens, des cirques glaciaires de belle venue.

Le caractère commun à tous ces socles de l’Asie septentrionale est leur rigidité, qui contraste avec la réelle instabilité régionale. Les impulsions tectoniques, parties de l’Asie centrale et des rives du Pacifique, ont rencontré ici un matériel induré, rebelle au plissement, qui s’est morcelé en horsts et cuvettes. Au contraire, sur les rives du Pacifique s’était accumulé un matériel sédimentaire récent, propre à se plisser et à donner naissance à des montagnes jeunes dont la formation, commencée dès le début des temps mésozoïques, se poursuit encore de nos jours.

Les chaînes plissées

Le passage des structures figées de la haute Sibérie aux chaînes jeunes de la bordure du Pacifique s’effectue progressivement à partir du cours de la Léna. Les premières montagnes, situées à l’est du fossé liminaire de l’arc de Verkhoïansk, sont formées d’un matériel sédimentaire plissé une première fois au Paléozoïque, puis repris par les plissements mésozoïques commencés dès le Lias et terminés au Crétacé (plissement laraméen). En bordure du Pacifique, les chaînes sont d’âge cénozoïque, ou même en pleine genèse actuelle, et hérissées de volcans en activité.

Le schéma structural d’ensemble s’organise en trois domaines. Dans la Sibérie du Nord-Est, les arcs mésozoïques sont venus se mouler autour de môles résistants anciens, qui forment des îlots de relief tabulaire au milieu des chaînes de plissement. Au sud, au-delà des vieilles structures du bouclier de l’Aldan qui parviennent jusqu’à la mer d’Okhotsk, se succèdent sur les confins mandchous des blocs montagneux et des aires de subsidence prononcée. Le type structural est, ici, intermédiaire entre celui des montagnes rigides, riches en dislocations verticales, et le régime de plissement proprement dit. Enfin, en bordure du Pacifique, s’étendent des montagnes alpines, d’âge cénozoïque: monts du Kamtchatka, des Kouriles et de l’île de Sakhaline.

La Sibérie du Nord-Est

La Sibérie du Nord-Est offre une association complexe de montagnes, en forme d’arc ou de massifs isolés, de plateaux plus ou moins disséqués par l’érosion et de plaines marécageuses.

Leur histoire géologique commence au Paléozoïque, lorsqu’un bassin géosynclinal se forme à l’emplacement d’un vieux massif précambrien, dont la clef de voûte résiste à l’affaissement dans le secteur occupé aujourd’hui par la Kolyma. La région connaît alors les alternances habituelles de phases de sédimentation (Dévonien, Trias, Jurassique), interrompues par de brèves périodes d’émersion. Les plus prolongées de ces dernières correspondent aux paroxysmes tectoniques calédonien et laraméen, le plissement se propageant régulièrement vers le Pacifique de l’un à l’autre.

La structure de base est formée par les plis du stade initial de l’orogenèse alpine. Ces plis, affectant un matériel souple, se développent librement, en venant se mouler autour du môle rigide de la Kolyma. Ils forment les deux chaînes arquées de Verkhoïansk et des monts Tcherskii. La mise en place de diabases et de granites post-tectoniques rigidifie l’ensemble, qui ne se plissera plus. Il réagira aux mouvements ultérieurs par des déplacements épeirogéniques, accompagnés de cassures. Ces fractures récentes, dont beaucoup ne sont apparues qu’au début du Quaternaire, créent une série de blocs, avec alternance de horsts et de grabens. Tandis que les chaînes de Verkhoïansk et de Tcherskii, comme la péninsule de Tchoukhotsk, subissent un vigoureux redressement d’ensemble qui les expose à l’attaque des glaciers quaternaires, les vallées inférieures de la Kolyma et de l’Indighirka ainsi que le littoral arctique voisin sont fortement déprimés. L’érosion glaciaire et périglaciaire sculpte, sur les crêtes les plus élevées, des formes alpines de pics et crêtes dentelées, tandis que le modelé d’accumulation l’emporte dans le secteur déprimé de la basse Kolyma, transformé en un vaste marécage.

La répartition des plissements, la mise en place de diabases et de granites post-tectoniques, l’épanchement de matériel volcanique varié ont engendré une forte minéralisation. Le plomb, le zinc, l’étain, l’argent, l’or existent en gisements exploitables dans toute cette Sibérie nord-orientale. Par contre, les conditions géologiques restent défavorables à la formation de charbon jusqu’au Crétacé supérieur. Les gisements situés au long des affluents de rive gauche de la Kolyma et des affluents de rive droite de l’Indighirka appartiennent à cet étage.

Les confins mandchous et la région prémaritime du Sud

Des ressources minérales comparables, en richesse et variété, aux précédentes sont aussi l’apanage des montagnes méridionales, situées sur les confins mandchous et dans la région prémaritime. La structure est pourtant légèrement différente ici, dans une région plus anciennement consolidée, déjà vigoureusement plissée et indurée au Paléozoïque. Lors de l’orogenèse alpine, elle s’est morcelée en dômes, dans lesquels coexistent des horsts et des rides mal venues, développées dans des couches sédimentaires trop peu épaisses pour que le plissement ait été le régime tectonique dominant.

Ces structures anciennes sont largement représentées dans les monts de la Zeïa, qui offrent une alternance de massifs et de fosses. Dans les monts de la Boureïa, le matériel pré-paléozoïque n’apparaît au jour qu’au niveau de la zone axiale.

La vallée de l’Amour est formée d’une succession de gorges et de bassins sédimentaires, et se termine par une vaste étendue plane, dépourvue d’arbres et coupée de lacs et de marécages, dont la largeur varie de 10 à près de 100 kilomètres.

À l’est de la basse vallée de l’Amour et de son affluent l’Oussouri, la chaîne de Sikhota-Aline reproduit le schéma structural de la chaîne de la Boureïa: des roches anciennes d’âge paléozoïque affleurent dans sa zone axiale, des dépôts du Trias et du Jurassique reposent en discordance sur ce socle arasé; ceux-ci ont été plissés au Crétacé puis repris plus vigoureusement au Tertiaire; au Quaternaire, des épanchements andésitiques ont comblé les dépressions et créé de nombreux lacs de barrage.

Les chaînes liminaires du géosynclinal pacifique

Les manifestations volcaniques atteignent leur maximum d’intensité au niveau des chaînes liminaires du géosynclinal pacifique: chaînes littorales de l’île de Sakhaline, arcs du Kamtchatka et des Kouriles.

L’île de Sakhaline, qui s’allonge entre les parallèles 54⁰ 25 et 45⁰ 54 , sur 950 km du nord au sud (latitudes respectives de Toula et d’Odessa), comprend deux chaînes littorales, séparées par une dépression centrale. La chaîne orientale, la plus élevée, comporte un noyau de roches paléozoïques, sur lequel reposent en discordance des dépôts crétacés et tertiaires. Ces mêmes dépôts sédimentaires forment la matière première de la chaîne occidentale. Les plis asymétriques, datés de la fin de la période cénozoïque, qui les affectent sont hachés de failles longitudinales et transversales.

Des fractures de même âge sont à l’origine de l’effondrement du couloir central de basses terres, qui ouvre une belle voie de pénétration dans l’île. Les mers de la fin de la période cénozoïque y ont déposé des sédiments qui n’ont pas été disloqués et sont revêtus, aujourd’hui, d’une mince pellicule d’alluvions quaternaires. À l’exception des terrains paléozoïques, toutes les strates contiennent du charbon à pouvoir calorifique élevé, tandis que du pétrole et du gaz naturel se sont formés dans les dépôts lagunaires du littoral oriental.

L’arc Koriatski-Kamtchatka-Kouriles, décroché vers l’est par rapport aux chaînes littorales de Sakhaline, est le plus jeune de tous les arcs montagneux de l’Asie septentrionale. La modestie des altitudes, contrastant avec la complexité structurale extrême de ces chaînes, montre que l’on est en présence d’une zone montagneuse en cours de formation. L’axe médian de la presqu’île du Kamtchatka est occupé par une dépression tectonique, formée au Cénozoïque supérieur, tout à fait comparable à celle qui accidente le cœur de l’île de Sakhaline.

À l’ouest comme à l’est de cette fosse, surcreusée par les glaciers quaternaires et occupée aujourd’hui par les terrasses de la rivière Kamtchatka, se dressent, à la surface d’un plateau basaltique, les cônes majestueux des seuls grands volcans de l’Asie septentrionale. Ces volcans font partie de la «ceinture de feu» du Pacifique et l’intensité de l’activité volcanique y est, actuellement, plus grande que partout ailleurs sur cette ceinture, à l’exception de l’île de Java. La plupart des 127 volcans locaux sont profondément disséqués par l’érosion, mais 38 présentent des cônes intacts, et 13 sont en activité. Le district volcanique du Kamtchatka se divise en deux secteurs: le secteur occidental qui ne compte que des volcans éteints, et le secteur oriental qui regroupe tous les volcans actifs. Leurs cônes, rassemblés en cercle autour des cônes les plus anciens, souvent effondrés, jalonnent le tracé de deux grandes fractures perpendiculaires l’une à l’autre. L’activité volcanique actuelle est beaucoup plus faible que dans le passé, cela malgré l’intense activité séismique qui caractérise la région: plus de 150 tremblements de terre ont été enregistrés depuis 1790, et leurs épicentres ont toujours été localisés dans le secteur des volcans actifs. Des sources chaudes et des geysers sont aussi les compagnons habituels des volcans, surtout dans le Kamtchatka méridional.

L’arc montagneux du Kamtchatka se prolonge en mer, sur 1 200 km, par la guirlande des îles Kouriles. Leurs montagnes volcaniques bordent des fosses marines où la sonde descend à 8 000 et 9 000 m de profondeur. Ces îles constituent, avec le Kamtchatka, la marche la plus avancée du continent vers les grandes zones tectoniques du Pacifique.

Climat, végétation et sols

La présence, au long du littoral de l’océan Pacifique, de ces chaînes plissées récentes limite la pénétration, vers l’intérieur des terres, des influences océaniques. Comme la circulation atmosphérique générale se prête mal à la propagation de ces dernières vers l’ouest, le climat de la Sibérie septentrionale est fortement continental. Mais l’allongement sur 45⁰ de latitude de ce vaste territoire introduit des nuances sensibles à l’intérieur de ce type climatique, qui se traduisent par de substantielles différences dans le paysage végétal et la couverture pédologique.

Les climats froids

La toundra

Le terme de toundra, d’origine finnoise, s’applique à la marge arctique de l’Asie septentrionale dépourvue d’arbres. La rigueur des températures, la longueur des hivers, l’insuffisance des précipitations, la violence des vents en font un désert froid. La toundra s’étend au long de la côte arctique, ainsi que dans les îles bordières, entre la zone des glaciers et les avant-postes de la taïga, depuis l’Oural polaire jusqu’à la base de la presqu’île du Kamtchatka. Les formations végétales à dominante de mousses et de lichens qui la caractérisent occupent une bande de territoire dont la largeur, voisine de 200 km, varie selon le dessin du littoral et le relief continental, et atteint son maximum d’ampleur entre les embouchures de l’Ob et de la Léna.

Le milieu climatique se caractérise par une rudesse extrême, encore que l’on n’enregistre pas ici les températures les plus basses de l’Asie septentrionale. L’hiver se prolonge de septembre à mai, avec des minimums moyens de 漣 40 ⁰C, et des minimums absolus de 漣 60 ⁰C, durant trois mois. Les températures moyennes mensuelles ne deviennent positives que durant les mois de juillet et août, sans jamais atteindre 10 ⁰C, si bien que ces régions ne connaissent pas de véritable été thermique. La saison estivale s’y marque surtout par l’allongement de la période d’insolation et la recrudescence des précipitations. Ces dernières restent, pourtant, toujours modestes, avec des totaux annuels inférieurs à 200 mm. Aussi la couverture neigeuse est-elle partout fort mince, protégeant mal le sol contre la pénétration du gel hivernal. De ce fait, le sol perpétuellement gelé, apparu lors des périodes glaciaires, se maintient en profondeur (merzlota ou permafrost). La neige qui le recouvre en hiver est souvent balayée par des vents d’une rare violence, les purga , atteignant 40 m/s, qui accompagnent le passage de cyclones très creux longeant le littoral.

Le rythme biologique imposé par ce climat inhospitalier est marqué par un démarrage rapide de la végétation, dès que le sol est débarrassé de sa couverture neigeuse. Des plantes en coussins, telles que lichens, mousses, saxifrages, ainsi que des plantes à bulbe et à rhizome, sont les mieux placées pour tirer parti de l’énergie rayonnée par le soleil estival. La production de matière vivante atteint alors, durant quelques semaines, une intensité double de celle de la forêt tempérée, en dépit d’une respiration active qui absorbe le tiers du produit de l’assimilation brute. Mais la fin de la période favorable survient très vite, précédant l’instauration des gelées sévères. Les lichens présentent une résistance supérieure à celle des plantes vasculaires vis-à-vis des sautes de température, pouvant supporter sans dommage des variations de température de 75 ⁰C. Ils forment, pour cette raison, les premières colonies végétales qui apparaissent sur le front des glaciers. Plus loin vers le sud, des mousses, puis quelques plantes herbacées, se joignent à eux pour donner naissance à des peuplements plus denses, mais qui ne parviennent jamais à couvrir la totalité de la surface du sol.

Moraines anciennes et terrasses alluviales offrent, seules, des conditions favorables à l’installation d’une végétation plus serrée. Quelques buissons de genévriers, de saules arctiques et de bouleaux nains apparaissent sur ces sols meubles, au long des marges méridionales de la toundra, préparant la transition avec la forêt.

La taïga

La forêt occupe en Sibérie le vaste territoire compris entre le cercle polaire et les frontières méridionales de la Russie, exception faite de quelques plaines à végétation de prairie placées aux confins de la Mongolie.

Sa limite septentrionale n’est jamais tranchée. La transition avec la toundra s’effectue par une zone où l’arbre lutte contre des conditions climatiques hostiles, où s’aventurent quelques individus souffreteux, tordus par les vents. Quelques pointes audacieuses, lancées en direction du nord, accompagnent les grandes vallées où règnent des conditions climatiques un peu plus clémentes que sur les interfluves.

Partout, cependant, les hivers sont longs et rigoureux, avec des températures moyennes, pour le mois le plus froid, comprises entre 漣 6 ⁰C et 漣 50 ⁰C. Dans la plus grande partie de la Sibérie, la moyenne annuelle des températures est inférieure à 0 ⁰C, si bien que les sols perpétuellement gelés s’y conservent. Ils dégèlent superficiellement chaque année, sur une épaisseur d’autant plus faible que l’été est plus court. La température moyenne mensuelle s’élève au-dessus de 10 ⁰C durant un à trois mois. Ces températures supérieures à 10 ⁰C sont indispensables aux arbres, comme le montre la coïncidence existant entre la limite septentrionale de la taïga et l’isotherme de 10 ⁰C pour la température moyenne du mois le plus chaud. En dépit de la faiblesse des précipitations, comprises entre 200 et 400 mm par an, l’eau ne manque jamais pour les plantes, le prélèvement opéré par l’évaporation étant très modeste. Le cinquième des précipitations, au moins, se trouve disponible pour le drainage superficiel, si bien que, dès que la pente faiblit, surtout lorsque le sol est gelé en profondeur, les sols s’engorgent et des marécages ou des tourbières se forment, qui trouent la forêt.

Dense et sombre au sud, la taïga s’éclaircit progressivement vers le nord, à mesure que les conditions climatiques se font plus rigoureuses. Riche en épicéas, en pins sylvestres dans la plaine de Sibérie occidentale, elle est dominée par le mélèze en Sibérie orientale, avant de retrouver sa richesse floristique initiale sur les rives du Pacifique. Deux arbres à feuilles caduques se mêlent aux conifères dans toute la Sibérie méridionale: le bouleau et le peuplier-tremble.

L’épicéa résiste bien au froid en réduisant fortement son activité biologique durant les deux à cinq mois les plus rigoureux. Tous stomates fermés et la transpiration réduite, il supporte des températures de 漣 40 ⁰C. La limite septentrionale de son aire est déterminée par l’insuffisante chaleur des étés et la trop grande brièveté de la saison végétative: il lui faut subir des températures quotidiennes supérieures à 5 ⁰C durant 100 jours au moins. L’insuffisance du ravitaillement en eau et parfois le mauvais drainage fixent la limite orientale au-delà de laquelle l’épicéa est remplacé par le pin sylvestre. Ce pin occupe tous les postes écologiques défavorables. Capable de réduire sa transpiration et sa respiration à un niveau égal à la moitié de celui de l’épicéa, il supporte mieux que lui, tout à la fois, le gel hivernal et la sécheresse estivale. Un système radiculaire puissant lui permet d’aller chercher jusqu’à 3 m de profondeur, s’il le faut, les substances minérales et l’eau qui lui sont indispensables. Ses exigences vis-à-vis du sol ne sont d’ailleurs pas très grandes. Essence de lumière, le pin sylvestre fait partie du groupe des espèces pionnières de la taïga, mais son aire d’extension est limitée vers le nord par l’insuffisante chaleur des étés qui gêne sa reproduction.

Grâce à la caducité de ses aiguilles et à l’exceptionnelle capacité de résistance au froid de ses bourgeons, le mélèze déborde largement l’aire de l’épicéa et du pin sylvestre dans le domaine climatique continental extrême du Nord-Est sibérien, où règnent les températures les plus basses de l’hémisphère boréal. La variété de Sibérie orientale supporte des températures de 漣 70 ⁰C, tandis que Larix decidua et Larix sibirica , communs en Sibérie occidentale, sont détruits à 漣 45 ⁰C. Toutes ces variétés ont en commun de grandes exigences en eau et en lumière. Chaque année, le mélèze doit reconstruire rapidement sa frondaison au prix d’un intense métabolisme, la transpiration et la respiration étant plus élevées par unité de poids que pour tout autre conifère. Le long repos végétatif hivernal auquel il se soumet fait que le mélèze a une croissance lente, donnant naissance à un bois robuste, lourd de résine, résistant bien à l’humidité et recherché sur les marchés.

L’exploitation de ces forêts est rendue délicate par la présence, sur près du tiers de sa surface, de marécages qui, envahis par les sphaignes, se transforment en tourbières.

Le climat favorise la genèse des sols pauvres en éléments minéraux qui leur conviennent, les podzols.

Les climats tempérés

La zone de la forêt mixte

Sur ses marges méridionales, la taïga change de visage par suite de la multiplication des arbres à feuilles caduques. Au bouleau et au peuplier-tremble, qui accompagnent les conifères dans toute la Sibérie méridionale, se joignent le chêne et le charme. Ces derniers apparaissent dans les régions où les températures moyennes quotidiennes supérieures à 10 ⁰C règnent durant 90 jours au moins.

L’épicéa tend à disparaître, dès que la période durant laquelle les températures quotidiennes sont supérieures à 15 ⁰C se prolonge pendant plus de 90 jours. Les autres conifères ne tardent pas à l’imiter, ainsi que les feuillus (chêne, charme, bouleau et peuplier-tremble); la forêt mixte cède directement la place à la prairie. Cette disparition rapide des arbres à l’extrémité méridionale de la plaine de Sibérie occidentale tient à l’insuffisance croissante des précipitations conjuguée avec l’élévation des températures estivales. Dans la zone forestière, les précipitations annuelles, exprimées en millimètres, sont quatre fois supérieures à la température moyenne exprimée en degrés. Lorsque les quantités précipitées deviennent inférieures à cette valeur critique, les infiltrations d’eau printanière sont insuffisantes pour créer dans le sol les réserves dont les arbres ont besoin. Une limite s’établit en Sibérie occidentale, non loin de la frontière kazakhe, pour des précipitations annuelles de 325 mm et une somme des températures quotidiennes positives égale à 2 400 ⁰C. Les hommes ont pu repousser cette limite vers le nord, mais plus timidement que dans la plaine européenne où l’agriculture est une activité beaucoup plus ancienne que dans les zones pionnières sibériennes et kazakhes.

La zone de la prairie

Formation herbacée continue, la zone de la prairie est composée de plantes dont les organes souterrains sont presque tous pérennes, alors que les feuilles et tiges se dessèchent à la fin de l’été, faute d’humidité et, en cas de reviviscence automnale au début de l’hiver, en raison du froid. À côté de quelques Dicotylédones, les Graminées (Stipa , Festuca ), bien adaptées au rythme biologique imposé par le climat, sont largement majoritaires. Pour toutes, l’appareil souterrain, représenté par les racines, les rhizomes et les bulbes, est supérieur, en poids comme en volume, à l’édifice aérien. Les réserves qui s’y accumulent servent à assurer une reprise rapide de la végétation au printemps, l’appareil aérien se développant alors dans une véritable explosion de vie. Elles sont également utiles pour faire face à l’irrégularité interannuelle des précipitations, très affirmée sous ce climat, et peuvent permettre à la plante de résister, à l’état de dormance, à plusieurs années consécutives de sécheresse.

Le rapport existant, dans cette prairie, entre la surface des feuilles et celle du sol, qui varie entre 5 et 15 selon la plus ou moins grande densité de la couverture végétale, rivalise avec celui de la forêt tempérée à feuilles caduques. Mais le rendement biologique est bien inférieur à celui de cette forêt, car une fraction notable de la matière produite est mise en réserve dans les organes souterrains, et la durée de la période d’assimilation est plus courte, du fait de l’entrée précoce en dormance de la végétation herbacée.

La matière organique produite s’accumule à la surface du sol sous forme d’acides humiques polymérisés, représentant un stock qui peut être vingt fois plus important que celui des racines vivantes. La lenteur de la minéralisation de la matière organique résulte de ce que le cycle des réactions chimiques est interrompu durant la plus grande partie de l’année, par le froid en hiver et par la sécheresse en été. C’est pourquoi les sols de tchernoziom qui se forment sous la prairie comprennent, en surface, un horizon de couleur noire, riche en humus mêlé à de l’argile et saturé en calcium, dont l’épaisseur peut atteindre 1 m. La lente percolation des eaux dans cet horizon humifère entraîne, vers le bas, les éléments les plus solubles, qui viennent ensuite s’accumuler en profondeur au niveau d’un horizon riche en concrétions calcaires.

De véritables croûtes peuvent même se former lorsque, sous une couverture végétale moins dense, la percolation se fait plus active au travers d’un horizon humifère aminci. C’est la règle dès l’entrée en territoire kazakhe, où l’aridité grandissante appauvrit la végétation. Les Graminées ne forment plus qu’un tapis bas, tandis que les Dicotylédones ont disparu, à l’exception de quelques sauges et campanules. La teneur en humus de l’horizon superficiel, qui était supérieure à 10 p. 100 dans le tchernoziom franc, s’abaisse au-dessous de 5 p. 100, tandis que le sol prend une couleur moins sombre, châtain, puis noisette, et que l’horizon d’accumulation se rapproche de la surface. Bientôt, l’aridité est telle que les végétaux doivent, pour se ravitailler en eau, exploiter une surface de sol supérieure à celle de leur couronne. Des espaces de sol nu les séparent les uns des autres et l’apparition de ces formations ouvertes, sur le versant méridional du massif central kazakhe, marque l’entrée dans le domaine des climats arides de l’Asie moyenne.

Les climats arides

Dans la plus grande partie de l’Asie moyenne, les conditions offertes au développement de la vie végétale sont bien précaires. L’hiver voit prédominer les situations anticycloniques claires qui engendrent des gelées sévères, redoutées jusqu’au cœur du printemps. Cette dernière saison, marquée par la recrudescence des activités cycloniques, recueille la plus grande partie des précipitations annuelles. Puis s’installe, avec l’été, par des températures torrides, un régime dépressionnaire ne s’accompagnant d’aucune précipitation. La convection thermique, provoquée par le réchauffement intense des basses couches atmosphériques en contact avec le sol, ne se propage pas au-dessus de 3 km, n’atteignant pas l’altitude du niveau de condensation. La subsidence entretenue, sous son flanc méridional, par le jet-stream rejeté à ces latitudes, stabilise les masses d’air. L’aridité est grande dans ces plaines qui reçoivent moins de 300 mm dans l’année et moins de 50 mm durant la saison chaude, alors que les températures moyennes quotidiennes restent supérieures à 20 ⁰C durant trois mois.

Le cycle végétatif connaît deux courtes périodes favorables, le printemps et l’automne; par contre, en été, l’évaporation constitue une inhibition pour le développement de la vie végétale, tandis que le gel l’interrompt complètement en hiver.

L’adaptation à la sécheresse est une nécessité absolue dans les semi-déserts sableux du Sud. La plupart des dunes y sont fixées par la végétation et ont donc été mises en place durant une période plus sèche que la période actuelle. Kara-Koum et Kyzyl-Koum diffèrent donc, sensiblement, des déserts francs où les plantes à enracinement profond ne peuvent croître qu’à la base des dunes, sous lesquelles une nappe phréatique se conserve. Ici, les pluies ont une fréquence suffisante pour humecter le sol jusqu’à une profondeur de 1 m, en raison du faible pouvoir de rétention des sols à granulométrie grossière. La dessiccation rapide de l’horizon superficiel, après la pluie, protège l’horizon profond que les racines des plantes peuvent exploiter. Les végétaux adaptés à ces conditions de vie (Aristida pennata, diverses espèces de Calligonum ) présentent des systèmes radiculaires puissants, développés sur 2 ou 3 étages jusqu’à 20 m, ou même 30 m de profondeur.

Au voisinage des niveaux de base locaux, dans les dépressions qui servent de déversoir aux écoulements temporaires, les alluvions ont une granulométrie plus fine et ne laissent plus se constituer des réserves d’eau en profondeur. Lorsque ces argiles se chargent en sels nuisibles, elles finissent par introduire de véritables taches de désert absolu à l’intérieur du semi-désert. Bien souvent, sur les takyrs de Turkménie, par exemple, le régime hydrique du sol est le seul responsable de l’absence de vie végétale. Inondés en période de pluie, puis desséchés intégralement peu de temps après, les takyrs se présentent alors sous la forme de surfaces nues, découpées par le réseau polygonal des fentes de retrait. Les eaux printanières entraînent en profondeur, par percolation, les substances les plus solubles, chlorures puis sulfates, et seul le calcium imprègne l’horizon superficiel.

Mais, dès que les conditions topographiques s’y prêtent, les apports de sel, par mouvement latéral et remontée capillaire, empoisonnent les sols. Au centre des bassins, sur les solontchaks envahis par les chlorures, la végétation est pratiquement absente. Quelques plantes halophiles, à enracinement superficiel, parviennent à s’établir sur la périphérie des cuvettes salines (armoises, soudes). Lorsque les chlorures sont dissous par le complexe absorbant, la détérioration de la structure du sol ajoute ses effets à ceux de la toxicité saline. Les argiles acides qui constituent ces solonetz tour à tour se dispersent, transformant le sol en un bourbier ou, perdant leur humidité, durcissent à la manière d’un béton. Quelques rares plantes xérophytes, comme Artemisia pauciflora parviennent à se développer dans un milieu aussi ingrat.

La végétation s’étoffe quelque peu dans les vallées parcourues par des écoulements temporaires, ou abandonnées par les grands fleuves allogènes (ouzboï ). Des boisements peu serrés de saxaouls y exploitent les eaux légèrement salées d’une nappe profonde. Ces curieux arbres, aux rameaux tortueux d’un bois dur et dense, assimilent activement au petit matin, et atteignent leur plein développement en 20 ou 25 ans. Les conditions sont encore meilleures au long des vallées des fleuves allogènes, parcourues par un écoulement permanent. Sur les basses terrasses croît une forêt-galerie qui doit supporter, alternativement, une inondation prolongée et une légère salinification estivale. Les boisements de peupliers, saules et tamaris qui la constituent introduisent un véritable paysage forestier au milieu du semi-désert, mais l’activité humaine en y substituant des cultures d’oasis la réduit peu à peu.

3. L’Asie méridionale

On peut grouper, sous le même vocable d’«Asie méridionale», toute la partie tropicale, chaude et humide de l’Asie, c’est-à-dire, d’une part, le sous-continent indien, d’autre part, l’Asie du Sud-Est.

Relief

Le relief oppose, de façon classique en Asie, des masses consolidées – socle et pseudo-socle – à des chaînes tertiaires particulièrement impressionnantes.

Le Deccan

Le Deccan est une plate-forme grossièrement triangulaire. Il fut lié à l’Australie, à l’Arabie, à l’Afrique et au Brésil, constituant, jusqu’au Carbonifère au moins, le Gondwana; il fut uni à Madagascar jusqu’au Crétacé. C’est une des plus vieilles terres du monde. Les roches archéennes dominent, provenant de plissements usés jusqu’à la racine: les plus fréquentes sont des gneiss feuilletés, de composition minéralogique variable et de dureté moyenne, avec, en outre, des amphibolites et surtout des charnockites sombres, qui jouent, sous des climats variés, un rôle essentiel de roche dure. La trace des plissements archéens a disparu, mais non celle de plissements précambriens ou cambro-siluriens («calédoniens»), très localisés d’ailleurs, qui ont affecté des terrains sédimentaires précambriens, donc extrêmement anciens: quartzites et micaschistes de la série de Dharwar, qui constituent une partie des monts Aravalli au nord-ouest du Deccan (avec intrusions de batholites granitiques); quartzites et autres terrains de la série de Cuddapah (monts de Cuddapah). Tous ces terrains archéens et précambriens plissés ont été soumis à une très longue érosion.

Le socle n’a, sans doute, jamais été recouvert par les mers primaires et secondaires, du moins sur sa plus grande partie.

Sur le socle, toutefois, reposent, notamment au nord, entre Chambal et Son, des lambeaux de couverture sédimentaire cambrienne restée, elle, horizontale: couverture continentale détritique où dominent les grès rouges qui servirent de pierre de construction aux Grands Mogols. Des terrains de couverture plus récents, détritiques ou marins, eux aussi, subhorizontaux, appartenant aux séries du Gondwana – Gondwana inférieur (Carbonifère et Permien) riche en charbon, Gondwana supérieur (Secondaire) – ont été conservés dans des zones déprimées ou effondrées, au nord-est du Deccan surtout.

Sur ce socle enfin se sont répandues des coulées volcaniques: dolérites jurassiques ou crétacées, contemporaines des grands effondrements qui séparèrent le Deccan de l’Afrique et de l’Australie, et surtout basaltes crétacés, horizontaux, qui couvrent dans le nord-ouest du pays 500 000 km².

Depuis le Silurien, les terrains n’ont plus été affectés par aucun plissement, mais seulement par des ondulations à grand rayon de courbure, des soulèvements d’ensemble et des fractures. Fractures crétacées et surtout soulèvement et fractures plio-pléistocènes, les uns et les autres liés aux grandes phases du plissement himalayen. Soulèvement et fractures ont affecté davantage l’ouest que l’est du Deccan, de sorte que le relief est dissymétrique: l’ouest (Gh ts occidentaux) est relevé davantage et de façon plus continue que l’est (Gh ts orientaux); les principaux fleuves (Mahanadi, Godaveri, Krichna et Kaveri) coulent d’ouest en est. Au sud-ouest se trouve le point culminant, 2 691 m à l’Anaimudi ou Tête de l’Éléphant: altitude modeste, alors que le Deccan est, dans l’ensemble, élevé.

Les plateaux dominent. À l’exception du plateau Mahratte, qui correspond aux nappes de basaltes crétacés, ce sont des pédiplaines à inselbergs, développées aux dépens des terrains archéens: immenses glacis presque complètement nivelés, parsemés de hauteurs aux flancs abrupts. Les inselbergs sont de formes variées: croupes allongées aux flancs raides ou escarpements ruiniformes, véritables chaos de rochers comme à Haidarabad. Ces inselbergs peuvent être dus à l’érosion différentielle qui met en valeur des roches résistantes, ou être des intrusions granitiques (le granite se comportant comme une roche dure par rapport au gneiss) ou, tout simplement, des dykes de dolérite; ils peuvent aussi résulter de la présence d’une coiffe de quartzite. Toutefois, dans la plupart des cas, ce sont des «inselbergs de position», constitués par les mêmes matériaux que la pédiplaine sur laquelle ils reposent.

Les pédiplaines sont étagées les unes au-dessus des autres sans qu’on sache si cet étagement correspond à des pédiplaines d’âge différent ou à des pédiplaines de même âge fracturées.

Au sud, une pédiplaine fondamentale constitue (au-dessus de 600 m) le plateau de Mysore (Maïssour), mais elle est dominée à la fois par les vestiges horizontaux d’une surface plus haute (900 m), et probablement plus ancienne, et par les collines quartzitiques de Dharwar, reliefs appalachiens, traces de plis précambriens. Un abrupt très net, les Gh ts de Mysore (escarpement de faille?) limite le plateau de Mysore au-dessus du plateau de Tamilnadu (moins de 300 m), qui lui-même domine la plaine de Coromandel (moins de 75 m); celle-ci est, en grande partie, une surface d’érosion. Parallèles aux Gh ts de Mysore, donc orientés sud-ouest-nord-est, les Gh ts orientaux du Tamilnadu sont des horsts fragmentés: bourrelets montagneux qui dépassent 1 600 m au mont Shevaroy, et séparés par des trouées.

Au centre, une surface médiocrement ondulée, accidentée d’inselbergs ruiniformes et d’alignements quartzitiques, forme le plateau du Telangana (ou d’Haidarabad), à moins de 500 m. Il est dominé au sud-est par les chaînes de Cuddapah en forme de croissant concave à l’est: les crêtes de quartzites parallèles des monts Velikonda, qui dépassent 1 100 m, sont percées par la vallée épigénique de la Pennar et sont des chaînes appalachiennes, résurrection des plissements précambriens.

Au nord-est, Dewodi Mounda, plus élevé (il atteint 1 600 m), est une pédiplaine soulevée par failles. Le plateau de Chota Nagpur est, pour la plus grande part, une pédiplaine accidentée de dykes de dolérite et de buttes de schistes à chapeau ferrugineux cuirassé. Des terrains gondwaniens ont été conservés dans des fosses, notamment les terrains houillers du fossé de la Damodar.

Tout à fait au nord du Deccan, une pédiplaine constitue le Bundelkhund, mais celui-ci est presque complètement encerclé par des falaises et des plateaux horizontaux de grès rouge vindhyens. Quant aux monts Aravalli, orientés sud-ouest - nord-est et qui terminent le Deccan au nord-ouest, ce sont des crêtes appalachiennes, étroites, parallèles, aplanies au sommet.

Des plateaux forment également tout le nord-ouest du Deccan, mais il s’agit de plateaux basaltiques faillés: les basaltes (trapps) couvrent ici quelque 500 000 kilomètres carrés. Le plateau Mahratte est limité au nord par un grand escarpement de faille (mont Satpoura, 1 321 m); le plateau Malwa, plus septentrional, est, lui aussi, limité par un escarpement de faille, mais au sud (mont Vindhya, 879 m), au-dessus du fossé de la Narbada. Deux autres plateaux de trapps constituent la péninsule de Kathiawar et le Maïkal (1 113 m).

Les Gh ts occidentaux, qui se suivent de Surat au cap Comorin, forment le relief principal du Deccan: du fleuve Tapti jusqu’à hauteur du 16^e degré de latitude nord, ces Gh ts ne sont qu’un grand escarpement de faille qui casse les trapps basaltiques: les failles plio-pléistocènes ont effondré les collines du Konkan en contrebas et à l’ouest du plateau Mahratte; au sud, par contre, les Gh ts occidentaux sont de hauts blocs à sommets plats et flancs abrupts à l’ouest et à l’est: Nilgiri (2 670 m), d’une part, Anamalai-Palni-Kanan Devan, d’autre part, séparés par la trouée de Palgh t; ce sont des horsts où les charnockites jouent un rôle morphologique important.

Le «pseudo-socle de la Sonde»

L’ensemble de la péninsule indochinoise, y compris le Tenasserim et le plateau Shan, ainsi que Bornéo et la plate-forme sous-marine de la Sonde, appartiennent à une zone consolidée. Nous avons proposé de l’appeler «pseudo-socle». En effet, les terrains cristallins, consolidés avant le Précambrien, n’occupent ici qu’une place peu importante: il s’agit du massif du Ngoc Anh (sud du Vietnam), formé de gneiss et granites précambriens portés d’ailleurs à haute altitude. La plus grande partie de la région correspond à des terrains primaires et éosecondaires (terrains sédimentaires et roches cristallines anciennes) qui ont été affectés, en particulier, par des plissements secondaires de plus en plus récents du centre vers l’extérieur. Au Cambodge, en Thaïlande et Malaisie orientales, les derniers plissements sont néo-triasiques; ils ont concerné des granites hercyniens, du matériel sédimentaire déjà plissé à l’époque hercynienne et aussi des terrains permo-triasiques, notamment des calcaires durs permiens et des grauwackes bleues éotriasiques. En Thaïlande et Malaisie occidentales, les derniers plissements sont néo-jurassiques et ont affecté les calcaires, grès, quartzites et schistes des Younger Arenaceous Series. Dans le centre et le sud de Bornéo, la dernière orogenèse est crétacée; ici encore les terrains sont des calcaires, des schistes, des quartzites et des grauwackes (dits de la série de Danau). Le matériel soumis aux mouvements secondaires est donc un matériel de mers peu profondes (calcaires) ou même de lagunes (et, dans ce cas, détritiques): bras de mer et lagunes dessinaient au début du Secondaire des sillons ou des bassins dans un massif plus ou moins pénéplané et consolidé.

Les différentes orogenèses secondaires dont les plis semblent entourer le très vieux môle précambrien du Ngoc Anh ont été de type «Pacifique»: les plis, lourds, ont été accompagnés ou suivis d’intrusions granitiques et d’éruptions volcaniques. Les granites «jeunes» sont donc néo-triasiques, néo-jurassiques ou crétacés; leurs batholites ont un rôle morphologique capital et constituent quelques-unes des principales montagnes (Phnom Aural, Gunung Tahan); les granites néo-jurassiques du Tenasserim, de Thaïlande péninsulaire orientale, des îles Bangka et Billiton sont riches en cassitérite et en wolfram. Les éruptions volcaniques qui ont accompagné ces intrusions ont apporté des rhyolites (Pahang Series de Malaisie). Exceptionnellement, l’orogenèse a été beaucoup plus vigoureuse dans le nord du Vietnam (nappes de charriage). Les derniers plis ne sont donc pas très anciens et leur influence sur le relief n’est pas négligeable: des chaînes subsistent (Main Range de Malaisie, chaînes du Tonkin). Mais ces plis ont été plus ou moins arasés par une ou plusieurs surfaces d’érosion. Certes, l’érosion n’a pas été parfaite. Mais des paysages de socle, des pédiplaines à inselbergs, tiennent une grande place.

Les chaînes secondaires ont été partiellement enfouies sous leurs propres débris: les surfaces d’érosion – selon les cas, préjurassique, précrétacé ou prééocène – ont ainsi été recouvertes, en très grande partie, par une couverture discordante, restée horizontale ou subhorizontale, de grès siliceux détritiques de couleur claire (roses): ces grès sont presque exclusivement constitués de grains de quartz cimentés par de la kaolinite.

Il est donc assez légitime de parler ici de pseudo-socle: les reliefs sont calmes, généralement peu élevés; les plaines et les plateaux y dominent. Bien que fragmenté, l’ensemble est massif: des blocs continentaux compacts (Indochine continentale, environ 1 800 000 km²; péninsule malaise, environ

190 000 km²; Sumatra, 435 000 km²; Bornéo 736 000 km²) reposent sur une vaste plate-forme sous-marine, la plate-forme de la Sonde. Sous une mince pellicule d’eau (55 m en moyenne et jamais plus de 75 m) s’étend la plus grande plate-forme continentale du monde, accidentée seulement de vallées fluviales submergées dans le prolongement des fleuves actuels: ces vallées dateraient de la fin du Pliocène; la submersion est certainement très récente (contemporaine de la «transgression flandrienne»).

Le pseudo-socle de la Sonde s’étend à l’est jusqu’à la mer de Sulawesi (face=F0019 漣 5 500 m), englobe au sud Bangka et Billiton et domine à l’ouest la dépression centrale de Birmanie par un escarpement de faille de 1 000 mètres (escarpement occidental du plateau Shan).

Les formes de relief sont liées à l’existence de la couverture gréseuse ou, au contraire, à l’apparition des surfaces d’érosion et des reliefs résiduels. La couverture de grès donne des plates-formes structurales: plateaux du moyen et du bas Laos, monts des Cardamomes et chaînes de l’Éléphant au Cambodge, rebords ouest (Dong Praya) et sud (Dangrek) du Nord-Est thaïlandais, monts Madi de Bornéo. Ces plates-formes sont limitées par des falaises et souvent précédées dans les bas pays par des buttes tabulaires, qui témoignent de l’extension ancienne de la couverture.

Quand le socle affleure, le paysage peut être celui de vastes étendues planes, semées de collines à flancs raides: ainsi les plaines cambodgiennes, le «glacis cochinchinois», la plaine de Sukhothai, en Thaïlande, ainsi les plaines de Bornéo. Plaines d’alluvions, certes; mais les alluvions ne sont qu’une très mince pellicule, masquant des pédiplaines à inselbergs typiques.

Les pédiplaines peuvent être dominées par des chaînons courts, isolés, vigoureux mais morcelés: tels sont le Phnom Aural (1 837 m) et le Sai Dao Thai au nord-est et au nord-ouest des monts des Cardamomes. Des failles récentes expliqueraient l’importance de ces reliefs.

Enfin subsistent de véritables chaînes, alignées, assez continues («virgations tonkinoises», chaînes du haut Tonkin occidental, du haut Laos, Tenasserim, monts Schwaner de Bornéo) ou plus courtes et disposées en échelons (chaînes malaises). La vigueur des plissements secondaires et aussi des mouvements récents (failles et ébauches de plis) est responsable de certaines de ces chaînes, par exemple les chaînes malaises. De grandes étendues de calcaires ouralo-permiens ont, en tout cas, été conservées, qui donnent de très beaux karsts à pitons (turmkarsts), comme celui de la baie d’Along.

L’Himalaya

L’Himalaya est la plus haute et une des plus longues chaînes de montagnes du monde. Quarante pics ont plus de 7 000 m dont le point culminant, l’Éverest (Chomomulga, 8 840 m), le K2 (Godwin Austen, 8 620 m) et le Kanchenjunga (8 580 m). Sur près de 3 000 km, il n’y a pas une passe notable: les cols, dominés par des faîtes lourds, sont très élevés (col de Pir Panjal, 3 466 m; col de Tchoumbi, 4 320 m). La chaîne la plus élevée du monde est, cependant, traversée de part en part (ou presque) par des fleuves (Indus, Satledj, Tista, Brahmapoutre), et la ligne de partage des eaux est située au nord de l’arc principal, ou Grand Himalaya; mais ces vallées sont des gorges étroites et encaissées, inutilisables.

L’Himalaya a la forme d’un immense croissant convexe vers le sud. Cette forme est liée à la présence du socle du Deccan qui affleure au nord-ouest (Kirana Hills) et au sud-est (collines de Shillong) et s’efface au contraire au centre.

La chaîne est très dissymétrique: elle tombe très brutalement sur les plaines indogangétiques dont l’altitude est inférieure à 300 m; elle s’abaisse plus doucement vers les vallées tibétaines dont les fonds sont à 4 000 m.

L’Himalaya est formé d’une série d’arcs parallèles séparés par des sillons longitudinaux. Cette disposition harmonieuse est particulièrement bien dessinée à l’ouest, où on distingue du nord au sud: le Karakoram, le sillon de l’Indus, le Grand Himalaya, chaîne principale (8 120 m au Nanga Parbat), la vallée de Srinagar, le Moyen Himalaya (plus de 5 000 m), une ligne de bassins, les duns , enfin l’avant-chaîne des Siwaliks (1 000-2 000 m). La disposition est moins nette au centre (Népal) où, d’ailleurs, la chaîne est plus étroite: Transhimalaya (plus de 5 000 m) avec des chaînes parallèles enserrant des lacs (dans le prolongement du Karakoram), sillon du Tsangpo, montagnes bordières tibétaines, hautes vallées, Grand Himalaya avec l’Éverest et le Kanchenjunga, Moyen Pays népalais (avec ses six bassins), Mahabahrat Lekh (2 000-3 000 m), duns et Siwaliks. À l’est, enfin, les altitudes diminuent et les Siwaliks disparaissent; l’ensemble montagneux est moins organisé.

Ce relief correspond aux grands traits de la structure. Des terrains sédimentaires et cristallins accumulés dans un géosynclinal (mer de Téthys) ont été plissés en plis successifs, de plus en plus récents, du nord vers le sud, sans doute par la progression de la «dalle du Tibet» sur le socle du Deccan. Les derniers plissements sont tout récents: il n’est pas sûr qu’ils soient terminés. Les travaux les plus récents des géologues font jouer un rôle déterminant, dans le cadre de la tectonique des plaques, à des mouvements tectoniques verticaux très récents et même actuels. La dalle du Tibet, c’est-à-dire un bouclier de 15 000 à 20 000 mètres de terrains cristallins, recouverts de 10 000 mètres de terrains sédimentaires, progresse vers le sud en se soulevant; son sommet constituerait le Grand Himalaya; elle avancerait sur une zone d’écailles aux roches très basiques dont elle est séparée par la Main Central Thrust (M.C.T.). La «chaîne bordière» népalaise (Mahabahrat et Siwaliks) se soulèverait, une faille verticale séparant les deux ensembles (Main Boundary Thrust ou M.B.T.). Entre dalle du Tibet et chaîne bordière, le Moyen Pays, de structure calme, de type jurassien, s’effondrerait. L’Himalaya présenterait ainsi une analogie frappante avec les arcs insulaires de l’Asie du Sud-Est, mais sans volcanisme actuel.

L’ensemble formé par l’Himalaya et le Tibet a été soulevé, depuis le milieu du Quaternaire: le soulèvement aurait atteint 600 m dans le bassin de Srinagar, 2 000 m au Pir Panjal. L’Himalaya est donc beaucoup plus jeune que les Alpes: son bord sud serait toujours en voie de soulèvement. De toute façon, ce relief n’est pas consolidé et les tremblements de terre sont fréquents.

Les arcs de l’Asie du Sud-Est

L’Himalaya se prolonge à l’est par l’Arakan Yoma et le Pegu Yoma birman, puis par les guirlandes insulaires et montagneuses de l’Indonésie et des Philippines ; celles-ci surplombent immédiatement de grandes fosses marines, qui atteignent 漣 6 000 m au sud de Sumatra, 漣 7 450 m au sud de Java, 漣 10 000 m à l’est des Philippines. Ces guirlandes sont mal consolidées, encore que les séismes soient moins fréquents qu’on ne pourrait le croire: ils affectent surtout le sud de Sumatra (Benkoulen), le sud de Java, Sulawesi (ex-Célèbes), les Moluques, les Philippines. Le relief, en effet, est très jeune, et des failles considérées comme quaternaires ont joué un rôle déterminant: ainsi à la fosse du Toba, à Sulawesi, aux Philippines, où des coraux pliocènes ont été portés à 1 900 m d’altitude.

Les géologues hollandais ont rendu classique la distinction de deux arcs, un arc externe, de plissement oligocène contemporain du Haut et Moyen Himalaya, et un arc interne, de plissement miocène et plio-pléistocène et de volcanisme actuel.

L’arc externe

L’arc externe se suit dans les îles Simeuleue, Nias et Mentawei, et, après une interruption au sud de Java, dans Sumba et Timor, puis, recourbé, dans Ceram, Buru et l’est de Sulawesi. Les terrains sont secondaires et éo-tertiaires; les plissements sont oligocènes et miocènes; la tectonique est très compliquée (nappes de charriage). Par contre, les volcans récents sont absents. Enfin, des failles quaternaires affectent tant Timor que Ceram et Sulawesi et aboutissent, en terrains très plastiques (flysch), à des phénomènes intermédiaires entre éboulements et charriages.

Les auteurs ont longtemps considéré cette guirlande externe comme consolidée: sa structure compliquée aurait entravé l’émission de magma éruptif récent. Aujourd’hui ils pensent, avec Van Bemmelen, qu’il s’agirait de montagnes non encore complètement formées, d’«îles en voie de soulèvement» (P. Birot). Cette guirlande est, en effet, instable, séismique, d’isostasisme négatif.

À Sulawesi occidentale, le volcanisme récent est absent et les failles quaternaires ont un rôle primordial; mais la tectonique est plissée simplement, sans charriages. Les monts Meratu, à Bornéo, ne sont pas volcaniques non plus, mais leur relief est peu vigoureux (1 892 m) en dépit de l’épaisseur des terres et d’une grande jeunesse des plissements; le rôle des failles quaternaires est faible. Dans la même île, les plissements oligo-miocènes, sans charriages, ont, aux monts Kapuas, affecté le socle prétertiaire, mais sans volcanisme; un morceau du socle, granite intrusif crétacé, a été porté, dans Sabah, à plus de 4 000 m au mont Kinabalu.

Enfin, on peut rattacher à l’arc externe l’Arakan Yoma, lui aussi oligo-miocène, sans volcanisme récent. Mais la tectonique en est simple: alternance d’anticlinaux et de synclinaux.

L’arc interne

L’arc interne est constitué de terrains sédimentaires ou volcaniques tertiaires, plissés tout récemment, au Miocène, d’une part, au Pliocène et au Quaternaire, d’autre part. Mais il est surtout la plus grande zone de volcanisme actuel du monde. Du Pegu Yoma birman, il se poursuit à Sumatra, Java, Florès, Banda ; une ligne méridienne depuis Ternate et le Gunung Klabat, dans le nord de Sulawesi, jusqu’au Taal (Luçon), présente les mêmes caractères essentiels.

Le mont Popa est, en Birmanie, un volcan éteint, mais l’Indonésie compte 128 centres d’activité dont 78 se sont manifestés dans les vingt dernières années; Sumatra a 100 volcans dont le plus grand et le plus extraordinaire appareil du monde, l’«intumescence du Toba»; Java en compte 121 dont 25 actifs. Les Philippines comptent 12 volcans actifs, dont l’admirable cône du Mayon.

Les catastrophes ont été fréquentes. Pour ne parler que des plus récentes, l’explosion du Krakatoa, entre Java et Sumatra, fit, en 1883, 36 000 morts; en mars 1963, l’éruption du Gunung Agung à Bali fit 11 000 victimes et 100 000 sans-abri; le 29 septembre 1965, à Luçon, le Taal, petit volcan haut de 300 m, par une brutale éruption causait plusieurs milliers de morts. Et l’éruption du Pinatubo d’avril à juin 1991 faisait 700 morts et envoyait des colonnes de cendres et de gaz à 30 000 m d’altitude. Particulièrement dangereux sont les ladu , avalanches chaudes de cendres et laves qui atteignent 800 ⁰C, explosent même en bas de pente quand de l’eau de pluie (ou de source) s’y infiltre, et les lahar , coulées de boue froides ou chaudes, résultant de la vidange brutale d’un lac de cratère.

Sont remarquables les strato-volcans, grands édifices stratifiés avec alternance de scories et de laves, sur lesquels s’élèvent parfois des cônes accessoires de scories; les volcans à cratères d’explosion, tel le Tangkuban Prahu à double cratère; les caldeiras pouvant dépasser 10 km de diamètre et dues à des affaissements, telle celle du Tengger, occupée en son centre par la mer de Sable, lunaire, et par les trois cônes du Widobaren, du Bromo encore actif et du Batok aux flancs ravinés par les barrancos. La construction la plus grandiose et la plus complexe est l’intumescence du Toba à Sumatra: elle a 100 à 300 km de diamètre et son centre forme un fossé de 3 000 km² partiellement occupé par le lac Toba, quatre fois plus grand que le Léman, profond de 500 m, d’où émerge l’île de Samosir (1 689 m d’altitude).

Beaucoup de ces constructions volcaniques reposent sur des couches plastiques: aussi se produisent, dans les cônes, des fissures radiales dont les lèvres s’écartent; le cône volcanique peut même glisser littéralement sur les argiles et les marnes: l’ancien cône du Merapi, haut de 3 300 m, aurait au X^e siècle glissé vers l’ouest sur 20 km, faisant naître une ride de 450 m; l’explosion qui accompagna ces extraordinaires événements aurait provoqué la ruine du premier royaume de M taram, au centre de Java.

À Java, malgré l’énorme épaisseur des sédiments tertiaires, malgré la vigueur et la jeunesse des mouvements tectoniques, les plissements n’ont donné que des reliefs médiocres: la chaîne du Kendeng n’atteint que 1 300 m, alors que les sédiments plissés sont épais de 7 000 m. Les volcans actuels sont situés dans la zone médiane de l’île, en contrebas d’un escarpement de faille, au contact du sud, assez massif et consolidé au Miocène, et du nord où les plissements se sont prolongés peut-être au Quaternaire.

Aux Philippines, bien que les plis soient vigoureux, le relief est lié au volcanisme actuel et surtout aux failles quaternaires qui ont émietté l’archipel, particulièrement en son centre (îles Visayas).

Plus lourds sont les monts Barisan qui constituent l’échine de Sumatra. Les orogenèses récentes ont affecté, en effet, des terrains tertiaires, rendus peu souples par l’importance des roches volcaniques interstratifiées, et même des terrains plus anciens et déjà consolidés du pseudo-socle; l’orogenèse miocène a été essentiellement éruptive et intrusive (granites), ce qui a encore aggravé la rigidité du matériel; l’orogenèse plio-pléistocène s’est traduite par de grandes failles nord-ouest - sud-est. Un fossé tectonique longitudinal (Semangka Graben) fend les monts Barisan: les volcans quaternaires sont alignés de part et d’autre du fossé ou sont installés dans le fossé (intumescence du Toba).

La grande dépression centrale de Birmanie (bassin de haute Birmanie, Pegu Yoma avec le mont Popa, plaine de basse Birmanie) est constituée de terrains tertiaires qui ont été seulement plissotés à la fin du Tertiaire.

Climat et végétation

L’Asie méridionale est de climat tropical. La chaleur en plaine est constante toute l’année: il n’y a un «hiver», au sens thermique, que dans le nord-ouest du sous-continent indien où Lahore a une moyenne de 12,6 ⁰C en janvier avec des gels assez fréquents, et Delhi une moyenne de 15 ⁰C, ainsi que dans les deltas du nord du Vietnam où Hanoi a une moyenne de 14 ⁰C en janvier. Ailleurs, en plaine, la moyenne du mois le plus froid n’est jamais inférieure à 20 ⁰C. Naturellement, la chaleur diminue avec l’altitude, sans que l’amplitude thermique s’accentue. L’amplitude diurne est plus forte, habituellement, que l’amplitude thermique moyenne.

Les pluies sont abondantes. Seules exceptions importantes, au nord-ouest, le Sind, le Beloutchistan, qui sont des déserts, le Rajasthan qui est très aride. Les précipitations sont toujours supérieures à 1 m, sauf dans la zone qui traverse le Deccan à l’abri des Gh ts occidentaux, en basse Birmanie à l’abri de l’Arakan Yoma, à Timor et dans quelques autres petites îles de l’Indonésie orientale. Ce sont, sauf rares exceptions, des pluies d’été.

Ce climat est normal pour une bonne partie de l’Asie méridionale, compte tenu de sa latitude. Il est anormal, au moins pour les précipitations, sur toute la zone située au nord de 13-15⁰ de latitude nord, c’est-à-dire la plus grande partie du Vietnam, du Laos, la presque totalité de la Birmanie et toute l’Inde centrale et septentrionale. Bombay est à la latitude de Port-Étienne en Mauritanie et reçoit 1 808 mm de pluie; Calcutta et Hanoi sont sous le tropique, latitude du Sahara central, et reçoivent respectivement 1 600 mm et 1 700 mm de pluie. Cela est la conséquence de la mousson. En réalité, les phénomènes sont un peu différents pour l’Inde et l’Asie du Sud-Est: le sous-continent indien est un monde presque clos qui a sa propre mousson; l’Asie du Sud-Est subit l’effet de phénomènes qui lui sont extérieurs.

Les côtes orientales du sous-continent indien et de l’Asie du Sud-Est sont, en été et surtout en fin d’été, de septembre à novembre, ravagées par les typhons. Les typhons sont des dépressions très marquées (900 mb et même moins), de faible diamètre (400 à 500 km); ils attirent des vents très violents et tourbillonnaires et s’accompagnent de pluies considérables qui causent de terribles inondations. Les inondations sont d’autant plus graves dans les régions basses que le passage du typhon provoque un raz de marée: la partie orientale du delta du Gange est, sans doute, une des régions où les ravages sont le plus considérables. Le typhon des 12 et 13 novembre 1970, accompagné d’une vague de 6 m de hauteur, a fait, sans doute, 500 000 morts; celui de 1991 ne fut guère moins meurtrier. Le passage d’un typhon dure le plus souvent de 12 à 24 heures, interrompu par une période centrale de calme d’une demi-heure («œil» de la tempête). Les typhons naissent au voisinage de l’équateur, se déplacent d’est en ouest puis, vers 20⁰ de latitude nord, incurvent leur trajectoire vers le nord et prennent finalement une direction sud-ouest nord-est. Dans le golfe du Bengale, ils affectent la côte de Coromandel, la côte d’Orissa, le Bengale où ils sont particulièrement redoutables, et parviennent jusqu’à Akyab (côte de l’Arakan Yoma). Dans le Pacifique et la mer de Chine méridionale, ils affectent la côte orientale des Philippines, les côtes d’Annam, du Tonkin, continuant sur le Japon; en Insulinde, seule est touchée l’île de Timor.

La mousson indienne

Les pluies sur l’Inde sont très inégalement réparties; les contrastes pluviométriques sont très marqués. Entre les Gh ts occidentaux (plus de 6 m de pluie) d’une part, le Chota Nagpur (plus de 3 m) et les collines de l’Assam (plus de 12 m), d’autre part, le cœur du Deccan est une «diagonale sèche» où les pluies sont inférieures à 1 000 mm. Le Nord-Ouest est semi-aride, voire désertique. À l’exception de cette dernière région, les contrastes pluviométriques sont liés au relief dont le rôle, à cet égard, est sans équivalent au monde. Ces pluies, d’autre part, sont particulièrement irrégulières d’une année à l’autre: Kanpur (moyenne 910 mm) a reçu un minimum de 170 mm et un maximum de 1,50 m. Cette irrégularité est particulièrement marquée dans l’ouest et le centre de l’Inde; elle est caractérisée en particulier par des interruptions à peu près totales des précipitations, interruptions qui peuvent durer 10 et même 20 jours et qui sont catastrophiques: ce sont les breaks of the monsoon. Enfin, dans la plus grande partie du sous-continent, à l’exception du Nord-Est (Bengale, Assam), les pluies ne commencent qu’en juin et même parfois juillet, de sorte que la saison des pluies est courte (de juin à la fin de septembre); ces pluies de juin commencent brutalement et il y a le plus souvent un contraste pluviométrique énorme entre mai et juin: c’est le burst of the monsoon. Cet éclatement, le déclenchement brutal des pluies, se produit à date assez fixe: vers le 5 juin à Bombay, vers le 15 juin au Rajasthan, vers le 25 juin à Agra, vers le 2 juillet à Delhi. Une avance ou un retard considérables – et désastreux – sont rares: dans 60 p. 100 des cas, la mousson arrive à Delhi dans la dernière semaine de juin ou la première de juillet.

Cette description ne convient pas à la côte de Coromandel, où l’été proprement dit est assez sec et où les grandes pluies ont lieu en octobre-novembre, avant que s’établisse l’alizé de nord-est.

La dépression thermique qui appelle l’alizé austral apparaît en mai et se situe sur le Punjab, le golfe Arabo-Persique et l’Iran. La dépression punjabie est très creuse (995 mb) mais n’affecte que les couches basses de l’atmosphère: au-dessus de 2 000 m subsiste l’anticyclone subtropical normal. L’alizé austral provient d’un anticyclone situé au sud-est de Madagascar (1 032 mb); il franchit l’équateur entre les hautes terres d’Afrique orientale et 60⁰ de longitude est, et prend une direction ouest-est. Cet alizé austral souffle par bouffées; il est devenu humide au-dessus de la zone équatoriale et de l’océan Indien: une énorme masse d’air chaud et humide aborde ainsi le continent indien.

Cependant, il ne pleut pas en mai. En effet, durant ce mois, de hautes pressions sont maintenues sur tout le nord et le centre de l’Inde: l’anticyclone Sahara-Thar s’étend encore jusque-là; il est maintenu en place par le jet-stream qui, entre 8 000 et 10 000 m d’altitude, coule encore au sud de l’Himalaya, créant sur sa droite de hautes pressions. Brusquement, en juin, le jet-stream passe au nord de l’Himalaya et le bouclier anticyclonique qui empêchait l’arrivée de la mousson disparaît: celle-ci explose littéralement; son épaisseur est de 5 000 à 6 000 m au sud, de 500 m seulement sur le Bengale. On peut penser que le passage du jet-stream du sud au nord de l’Himalaya et son remplacement par le jet tropical d’est, en altitude, jouent un rôle essentiel dans le mécanisme de la mousson.

Si la mousson arrive de l’ouest sur l’Inde, elle change presque complètement de sens à l’est du sous-continent et prend une direction sud-est - nord-ouest vers la dépression punjabie. Dans l’Inde du Nord, de ce fait, les pluies diminuent du sud-est au nord-ouest; le Bengale est donc plus arrosé que le Bihar, lui-même plus arrosé que l’Uttar Pradesh, qui est plus humide que le Punjab. Ce détournement de la mousson est lié à la présence sur la plaine indo-gangétique d’un «talweg de mousson» qui prolonge vers le sud-est la dépression punjabie. L’origine de cette zone de basse pression (moins de 1 000 mb), à peu près constante pendant tout l’été, n’est pas éclaircie: il semble qu’elle soit liée à des phénomènes de convergence entre l’air stabilisé par l’Himalaya («vieil air de mousson») et des bouffées d’air récent, essentiellement austral; en tout état de cause, le phénomène est lié à l’Himalaya et à des poussées d’air austral.

La mousson est potentiellement instable. Encore faut-il, pour que les pluies se produisent, que la masse d’air soit perturbée. L’élément perturbateur essentiel est le relief qui provoque des ascendances orographiques: à Tcherrapoundji, à 600 m d’altitude seulement, alors que la masse d’air humide est peu épaisse, il est tombé 1,036 m en 24 heures!

Moins du quart des jours de pluie fournissent la moitié des précipitations sous forme de grosses averses, et il y aurait en moyenne deux ou trois perturbations majeures par mois. Ce fait s’explique par les pulsations de l’alizé austral, par le passage de dépressions mobiles venant du golfe du Bengale le long du «talweg de mousson», enfin, et peut-être surtout, par l’existence de «divergences» qui favorisent les ascendances (et donc les pluies) dans le courant d’est qui surmonte la mousson (comme il surmonte normalement les régions équatoriales), cependant que les convergences d’altitude ou l’absence d’ondulations dans le flux d’est limitent les ascendances (et donc les pluies); lorsque ce flux d’est est rectiligne, aucune perturbation ne se produit dans le flux de mousson et on a les breaks de la mousson: période de sécheresse sur l’ensemble de l’Inde, cependant que continuent les pluies orographiques sur l’Himalaya, qui provoquent des inondations au Bihar et en Assam.

Un puissant anticyclone subtropical règne cependant à faible altitude (2 000 m) au-dessus de la dépression punjabie; la mousson s’enfonce en coin sous cet air anticyclonique, créant une ligne de convergence; mais dans cette mousson singulièrement appauvrie par son passage au-dessus du continent, le couvercle anticyclonique à faible altitude interdit les ascendances: le Sind est un désert.

Le climat particulier de Coromandel est difficile à expliquer. La sécheresse relative de l’été résulte d’un simple phénomène d’abri, le Tamilnadu étant «sous le vent» par rapport à la partie la plus haute des Gh ts occidentaux (Nilgiri, Anamalai). Les pluies d’automne sont dues aux typhons et, surtout, à des dépressions circulant d’est en ouest sur le golfe du Bengale, au contact de la mousson qui fait retraite par saccades avec de vigoureux retours offensifs, et d’un flux d’alizé du nord-est dont l’origine prête à discussion.

L’hiver cependant est partout sec, sauf à l’extrémité nord-ouest où Peshawar et, à un moindre degré, le Punjab ont des pluies de décembre à février (il y a même quelques petites pluies à New Delhi). En hiver règne, en effet, sur presque tout le sous-continent indien un vent de nord (nord-ouest ou nord-est), modéré et agréable. Cette «mousson» est due à un anticyclone (1 020 mb) installé du Turkestan au golfe Arabo-Persique et qui pénètre souvent assez loin sur le nord-ouest du continent indien; il atteint fréquemment la latitude de Bombay. Cet anticyclone est à une latitude subtropicale et, même s’il est renforcé par des phénomènes thermiques (froid des hauts plateaux iraniens), il émet un air simplement frais. La «mousson d’hiver» indienne n’est qu’un alizé. Quant aux pluies du Punjab, très sporadiques, elles sont dues au passage de dépressions cycloniques d’ouest, de front polaire, peu actives quand l’anticyclone subtropical a une position méridionale.

La mousson de l’Asie du Sud-Est

L’Asie du Sud-Est, plus méridionale que l’Inde, est aussi beaucoup plus arrosée: les pluies sont, à peu près partout, supérieures à 1 400 mm, et les climats équatoriaux à pluies constantes et très abondantes (supérieures à 2 000 et même à 2 500 mm) sont très largement représentés. Le relief étant, par ailleurs, beaucoup plus fragmenté, les climats sont plus divers. Les phénomènes moteurs de la mousson sont extérieurs à l’Asie du Sud-Est. En été, les basses pressions thermiques, qui attirent l’alizé austral originaire des hautes pressions très marquées du continent australien (1 030 mb), s’installent, en effet, loin au nord de cette région, sur la Mongolie et, d’une façon plus générale, sur l’Asie centrale; ces basses pressions sont moins accusées que celles du Punjab (1 002 mb) mais plus étendues. L’alizé prend, en franchissant l’équateur, une direction sud-ouest - nord-est et s’humidifie en traversant la zone équatoriale; une masse d’air humide venant du sud-ouest envahit donc la région; cette même masse d’air atteint la Chine du Nord et du Nord-Est. Au-dessus de la mousson de sud-ouest règne en altitude (vers 5 000-10 000 m) le flux d’est qui caractérise normalement la circulation en altitude aux latitudes équatoriales (jet tropical d’est).

En hiver souffle sur cette région un vent sec, frais, modéré et agréable du nord ou nord-est, exactement opposé donc à la mousson d’été; en altitude, à partir de 6 000 m, souffle un flux d’ouest. Il y a donc alternance des vents, non seulement au sol mais en altitude. À la même époque, de très hautes pressions dues au froid règnent sur la Sibérie orientale, d’où partent des vents du secteur nord. Mais il est peu probable que le vent du nord-est provienne de l’anticyclone sibérien, sauf exception. Le problème est délicat puisque le flux vient, de toute façon, du nord ou du nord-est. Notons, cependant, que le vent du nord-est, frais, ne se fait sentir que de fin novembre à février, pendant ce que les populations appellent la «saison fraîche», aux jours clairs, lumineux; de février à avril, aucun souffle caractérisé ne se fait plus sentir et, si le temps est toujours sec, il est aussi très chaud; c’est la «saison chaude», avec des ciels blafards et des orages secs tous les soirs. Par ailleurs, le vent du nord-est est frais et non pas froid; il semble provenir de cellules anticycloniques mobiles situées sur la Chine du Sud, l’Indochine du Nord ou le Pacifique occidental; ces cellules sont, sans doute, renforcées par de l’air sibérien – qui est de l’air polaire – mais ce sont des cellules subtropicales, et le vent qui souffle sur l’Asie du Sud-Est est, à notre sens, un alizé .

De temps à autre, cependant, les beaux jours cèdent la place jusque dans le sud de la péninsule indochinoise à de petites pluies continues de type crachin, précédées ou suivies de forts coups de vent du nord-est: ces pluies de nuit ou de jour, qui peuvent durer, sont des pluies frontales cycloniques, et sont liées, semble-t-il, à une pénétration très méridionale d’air sibérien. Les phénomènes doivent être du même ordre dans le golfe du Tonkin où les mois de février, mars, avril connaissent des jours de crachin, beaucoup plus caractéristiques: les coulées d’air sibérien provoquent une cyclogenèse dans le golfe du Tonkin, plus vigoureuse que ce qui se passe plus au sud.

Les faits sont donc complexes et encore mal expliqués en hiver. Ils ne sont pas non plus très simples en été, dans la péninsule indochinoise, sauf exceptions (basse Birmanie). En juillet-août, tout d’abord, les plaines de haute Birmanie, de Thaïlande centrale, du Cambodge connaissent une «petite saison sèche»: les pluies peuvent s’interrompre pendant plusieurs jours, voire une ou deux semaines. Cette petite saison sèche n’existe que dans les zones «sous le vent» de la mousson du sud-ouest; les versants «au vent» sont, au contraire, très arrosés (Sihanoukville reçoit 760 mm de pluies en août). La petite saison sèche correspond à l’époque où le flux d’alizé austral est le plus vigoureux sur Java; elle serait due simplement à la position d’abri, qui est particulièrement efficace quand le flux de mousson est le plus vigoureux.

Par ailleurs, il est très remarquable que le maximum des pluies se situe dans une grande partie de la péninsule indochinoise en septembre (Bangkok) et octobre (Phnom Penh). Mieux, les pluies de septembre et octobre sont de grandes averses, sans phénomènes orageux très marqués, tombant en fin de soirée et la nuit, tandis que les pluies de mai et juin sont, plus souvent, des orages d’après-midi, aux eaux très chargées en acide nitrique, parfois même de véritables colonnes d’eau, très localisées dans l’espace. Les pluies de mai-juin et celles de septembre-octobre, qui ne sont pas de même nature, n’ont pas non plus la même origine. Les pluies de mai-juin se produisent dans le flux unique du sud-ouest, de la mousson: dans les régions abritées, sous le vent, comme les plaines cambodgiennes, les précipitations résultent souvent d’orages de convection, tandis que sur les versants «au vent» se produisent, au contraire, d’énormes pluies d’ascendance orographique. Les pluies de septembre-octobre sont des pluies de convergence, liées au passage de la ligne de convergence intertropicale (C.I.T.): à cette époque, il semble bien y avoir face au flux de mousson de sud-ouest un flux de nord-est, qui est de l’air tropical d’ailleurs sec; la ligne de convergence intertropicale est au contact de ces deux masses d’air et se déplace vers le sud. Ce flux du nord-est serait l’alizé issu des diverses cellules subtropicales citées ci-dessus qui se manifestent dès la fin du mois de septembre. Ce serait le conflit de ce flux d’alizé – dont nous avons vu le rôle de novembre à février – avec la mousson qui serait responsable des grandes pluies de fin d’été.

Les faits sont encore compliqués par l’existence de typhons qui, en fin d’été surtout, affectent un certain nombre de régions côtières, côte de l’Arakan, côtes d’Annam (Trung Bô) et du nord du Vietnam, côte est des Philippines, apportant d’énormes chutes de pluies (jusqu’à 400 mm en 24 h). Enfin, la côte d’Annam et la côte orientale de la Thaïlande péninsulaire ont un climat très particulier, qui rappelle celui de la côte de Coromandel. L’été y est relativement sec grâce à l’abri des monts d’Annam: la côte est «sous le vent». Mais les pluies sont très abondantes de septembre à décembre. Ce sont des pluies cycloniques, liées très probablement à des mécanismes assez semblables à ceux qui expliquent les grandes pluies de septembre-octobre au Cambodge et en Thaïlande, c’est-à-dire à l’existence de dépressions cycloniques dues à la descente de la C.I.T. vers le sud: l’existence de l’alizé du nord-est serait ici encore un fait déterminant.

Les climats équatoriaux

Enfin, les climats équatoriaux les plus typiques sont représentés en Malaisie, à Sumatra et à Bornéo: amplitude thermique annuelle très limitée (1 ⁰C à Singapour) mais amplitude diurne sensible, calmes atmosphériques, de sorte que les brises jouent un rôle très marqué, même dans les précipitations; pluies continues pendant toute l’année: à Pontianak, où les précipitations sont de l’ordre de 3 190 mm, il pleut plus d’un jour sur deux et le mois le plus sec reçoit 167 mm. Ces pluies sont plus variées qu’on ne pourrait le croire (pluies de convection, pluies d’ascendance orographique, pluies de turbulence, pluies de convergence). L’originalité principale de ces climats équatoriaux est d’avoir un maximum très net de pluviosité d’octobre à décembre: sur les montagnes du Trengganu, il tombe en novembre 734 mm de pluie. Ce maximum de pluviosité est lié au passage de la C.I.T. ou, autrement dit, à l’arrivée dans un air constamment chaud et humide du flux de nord-est de l’alizé. Il y a généralement un second maximum en avril-mai dû à l’arrivée de l’alizé austral, mais comme cet alizé, qui va devenir la mousson, ne se heurte à aucun courant du secteur nord, il n’y a pas convergence et les pluies sont moindres que d’octobre à décembre; le rôle de l’alizé austral (mousson), qui amène aussi le maximum de pluviosité à Djakarta en janvier, est donc important.

Nous pensons que les climats de l’Asie du Sud-Est, équatoriaux et tropicaux, doivent leur principale originalité au fait que le mécanisme des moussons est interrompu de fin septembre à début mars par un alizé boréal, improprement appelé «mousson du nord-est»; autrement dit, les conditions normales de la circulation atmosphérique en zone tropicale sont alors rétablies.

Les formations végétales

Le sous-continent indien et l’Asie du Sud-Est présentent les habituelles formations spécifiques des pays tropicaux: forêt dense sempervirente, hygrophile, mésophile ou décidue (tropophile), forêt claire, brousse à épineux, mangrove littorale, forêts d’altitude. Forêts sempervirentes et forêts claires sont plus importantes en Asie du Sud-Est, plus humide; forêts denses décidues et forêts d’épineux sont, au contraire, très répandues dans le sous-continent indien.

Les forêts denses, sempervirentes (evergreen forest ), sont assez rarement primaires, plus souvent secondaires, c’est-à-dire ayant repoussé après un défrichement parfois très ancien. Elles occupent une grande partie de Sumatra et de Bornéo, 40 p. 100 de la superficie de la Malaisie, de grandes superficies sur les flancs des monts des Cardamomes, de l’Arakan Yoma, sur les versants ouest des Gh ts occidentaux, au Chota Nagpur, en Assam.

Dans son état le plus impressionnant en climats équatoriaux ou tropicaux très humides, la forêt est hygrophile: formation fermée à trois ou quatre strates superposées, où les géants aux troncs droits et libres étalent, à 40 ou 50 m, leurs branches en parasol, au-dessus du moutonnement confus des cimes entremêlées de la strate principale. Formation très dense aux étages moyens, où épiphytes (souvent des Ficus ) et lianes, très nombreux, se mêlent aux branches. Faute de lumière, le sol n’est pas tapissé d’herbe mais encombré de souches, de troncs, des racines superficielles des grands arbres. Les troncs des arbres grands et moyens s’appuient sur des contreforts «ailés». Dans les régions tropicales à saison sèche un peu plus marquée, lianes, épiphytes et contreforts sont moins nombreux; les plus grands arbres perdent leurs feuilles, les uns après les autres, en saison sèche. Même dans les forêts très denses, certains arbres sont caducifoliés. Les espèces sont variées (8 000 espèces de plantes à fleurs dans les forêts malaises); cependant, le trait particulier de ces forêts denses asiatiques est la relative uniformité de la strate supérieure où dominent les Diptérocarpacées: très beaux arbres, tels en Asie du Sud-Est, Shorea Cochinchinensis , Hopea odorata et Dipterocarpus alatus , exploité pour son oléorésine, ou, en Inde, Dipterocarpus macrocarpus (Assam) et Dipterocarpus Indicus (Gh ts occidentaux). Les Diptérocarpacées ont une capacité de colonisation remarquable, grâce à leurs graines, très abondantes, du type «planeur lourd»; il est vraisemblable que leur prépondérance s’explique par l’action de l’homme qui les a systématiquement respectées. Les arbres de petite taille sont, en Asie du Sud-Est, des Euphorbiacées, Annonacées, Ébénacées, Rubiacées, Zingibéracées et, dans les zones les plus humides, des bambous, des palmiers; à Sri Lanka Diospyros et Semecarpus.

Lorsque la forêt sempervirente a été défrichée et brûlée, elle est très vite remplacée par une formation buissonnante très dense: Eupatorium odoratum (d’origine américaine), bambous, espèces cicatricielles (Myrtacées, Zingibéracées) que dominent de grands arbres épargnés par l’homme, tels, en Indochine, l’Irvingia, au bois très dur, ou le Schima en Malaisie et Indonésie. Cette formation, difficile à définir, est le klap des hauts plateaux du sud du Vietnam ou le belukar de Malaisie et d’Indonésie; en 20 ou 25 ans, elle devient une forêt secondaire «jeune» où dominent les espèces à poussée rapide; il faut quelque 200 ans pour qu’elle devienne une forêt «vieille».

Les forêts denses à feuilles caduques, «caducifoliées» ou «décidues» (semi deciduous forest ), sont intermédiaires entre les forêts denses toujours vertes et les forêts claires. Formations fermées car les cimes de la strate supérieure (25-30 m) sont jointives; les grands arbres dominent parfois une strate intermédiaire et une strate arbustive à espèces souvent sempervirentes. Ni lianes ni épiphytes, beaucoup de bambous (Bambusa arundinacea ); au sol apparaît un tapis de Graminées (souvent Imperata cylindrica ) dû à ce que la lumière pénètre largement en saison sèche quand les arbres de la strate supérieure sont dépouillés de leurs feuilles. Ces forêts ont un peuplement très homogène et se trouvent en climats à saison sèche marquée, généralement sur sols peu épais et roche affleurante. Tels sont en Asie du Sud-Est les lambeaux forestiers de Lagerstroemia, au tronc blanc cannelé; ou encore les forêts riches en teck (Tectona grandis ) de la Thaïlande du Nord, du revers oriental de l’Arakan Yoma. Telles sont, surtout, en Inde, les forêts de teck ou de s l (Shorea robusta ) et les forêts plus sèches à Anogeissus .

Les forêts claires sont des formations ouvertes où les cimes ne sont pas jointives, ce qui permet le développement d’un tapis herbacé. Formations ligno-herbacées donc, à aspect forestier mais où la lumière pénètre largement. Les herbes, plus ou moins hautes, généralement des Graminées à rhizomes, meurent en saison sèche, formant une sorte de paillasson que le feu dévore. L’unique strate arborée est généralement formée d’arbres peu élevés, à feuilles caduques: en mars, la forêt claire, sur d’immenses étendues du bas Laos, du Cambodge, du Siam oriental, jonchée de feuilles rouges, est désolée. Les arbres sont adaptés à la sécheresse et au feu; leur écorce est épaisse, crevassée, et ils rejettent de souche. Les espèces, peu nombreuses (on en compte quatre principales dans les forêts les moins monotones), sont surtout des Diptérocarpacées, mais différentes de celles de la forêt dense (Dipterocarpus tuberculatus , Pentacme Siamensis , Shorea obtusa ). Sur de grandes surfaces, la forêt claire est même homogène (Dipterocarpus obtusifolius ). La forêt claire couvre des sols très pauvres, parfois squelettiques (sur grès supérieurs), ou à gravillons ferrugineux. Bien que parfois climatique, elle est donc surtout une formation édaphique.

En Inde, les forêts basses à épineux, très dégradées, le plus souvent par l’homme et ses troupeaux, couvrent la plus grande partie du Deccan; on ne les trouve en Asie du Sud-Est qu’en haute Birmanie, voire dans les plus sèches des îles de la Sonde. Elles se caractérisent par la prépondérance d’arbres de petite taille, très dispersés, à adaptation xérophile: peu de feuilles mais des épines; les racines pénètrent en profondeur. Peu d’herbes et souvent des «éphémères» apparaissant aux premières pluies. L’arrièrepays du Tamilnad (ex-État de Madras) porte un fourré bas, épineux, de 3 à 5 m, où domine Albizzia amara , et qui passe parfois à une forêt dont les arbres atteignent 15 m. La plus grande partie du Deccan est couverte par une formation où dominent les acacias au-dessus d’un tapis graminéen développé pendant la saison des pluies. Au Rajasthan, en plaine, se rencontre une formation très ouverte, avec une strate graminéenne et une strate de petits arbres (6 à 8 m) disséminés, notamment Prosopis spicigera qui est systématiquement conservé par les hommes. Enfin, dans le Thar, on arrive à une «pseudo-steppe» désertique à Calligonum polygonoides , qui précède le désert.

En altitude, les formations se modifient. Aux forêts denses sempervirentes d’Asie du Sud-Est succède, par exemple, vers 800 m d’altitude, une forêt plus dense encore, au sous-bois très riche en palmiers; aux Diptérocarpacées s’ajoute un conifère, le damar; puis, au-dessus de 1 300 m, s’étend soit une forêt dense de montagne à Quercus (Fagacées), à conifères et également à Altingia excelsa (à Sumatra), soit au contraire, dès 1 000 m, une forêt claire à pins. Au-dessus de 1 500 m, mais à des altitudes variables, apparaît la classique «forêt moussue» ou «forêt des nuages», aux arbres petits, bas branchus, couverts de mousses, de lichens, riche en épiphytes (orchidées, fougères). C’est dans l’Himalaya central que l’étagement de la végétation est le mieux réalisé: Teraï marécageux, futaie de s l (Shorea robusta ) sur les cônes de déjection; forêt sempervirente; au-dessus de 2 000 m, forêt moussue; de 2 700 à 4 000 m, forêt de conifères, sapins argentés puis sapins bleus, déodars; enfin, de 4 000 à 5 300 m, formations à rhododendrons et phanérogames.

Le long des côtes basses et marécageuses règne la mangrove, paysage végétal spécifique des côtes tropicales; sur un sol mal aéré, puisque envahi périodiquement par la marée, et fortement salé, sur les vases découvertes à marée basse, se succèdent: palétuviers Rhizophora , à arcs-boutants et racines aériennes; parfois Avicennia à pneumatophores et Bruguiera ; enfin, peuplement homogène de palmiers Nipa fruticans . Derrière la mangrove, en eaux saumâtres, l’arrière-mangrove est, le plus souvent, une forêt dense et basse, au peuplement remarquablement homogène de Melaleuca leucadendron. Les côtes, basses, du golfe de Siam, du delta de l’Irrawaddy sont ainsi bordées d’une zone difficilement pénétrable. Pire est, à Sumatra et Bornéo, après l’arrière-mangrove, la forêt sur tourbé (paet forest ).

Les formations herbeuses, les savanes, sont, finalement, assez peu importantes. On les trouve surtout en altitude: savanes d’Imperata cylindrica (alang-alang, cogon), de Saccharum , de Themeda ; herbes très cosmopolites des plateaux Mnong aux confins du Cambodge et du Vietnam, des crêtes du haut Tonkin, du haut Laos, du pays Atjeh à Sumatra, des montagnes philippines (cogonales); landes de fougères Eupteris des plateaux Batak (Sumatra), dont C. Robequain a décrit la tristesse: «Hautes surfaces onduleuses, aux couleurs rousses ou olivâtres, livides sous un ciel couvert.» Exceptionnellement, on trouve, en plaine, des savanes périodiquement inondées: ainsi, celles qui entourent les lacs cambodgiens. On s’accorde généralement à admettre, bien que le problème ne soit pas résolu, que la plupart de ces savanes sont d’origine anthropique, conséquence de cultures sur brûlis trop tôt répétées et accompagnées de sarclages.

4. L’Asie extrême-orientale

Comme l’Asie méridionale, l’Asie extrême-orientale comprend un socle précambrien (le «socle de Cathay»), un pseudo-socle (le «pseudo-socle de Manji») dont certains traits se retrouvent en Corée et au Japon et un arc d’orogenèse tertiaire qui constitue l’essentiel du Japon.

L’Asie extrême-orientale appartient pour sa plus grande partie aux latitudes tempérées: l’hiver, peu sensible encore à Canton, se fait de plus en plus rigoureux au fur et à mesure que l’on va vers le nord: il devient extrêmement froid en Chine du Nord-Est (ex-Mandchourie). Mais tout l’Extrême-Orient a un été tropical chaud et humide dû à la mousson.

Relief

Le «socle de Cathay»

La Chine du Nord et du Nord-Est, ainsi qu’une partie de la Corée, correspond au Bouclier chinois (Sinian shield ), que nous appellerons «socle de Cathay», constitué de terrains cristallins, micaschistes, gneiss et granites. Les plis ont été usés jusqu’à la racine. Sur ce socle reposent, en discordance, des couches sédimentaires, primaires ou secondaires, très variées, notamment des calcaires et des terrains houillers. Cette couverture sédimentaire est restée horizontale ou presque: les orogenèses primaires (calédonienne et hercynienne) ne l’ont guère affectée, et la grande orogenèse crétacée, dite «sinienne» ou «de Yanshan», ne s’est manifestée que par des ondulations à grand rayon de courbure (synclinaux de l’Ordos, du Petchili), par des montées de batholites (granites crétacés du Shanxi et du Shandong), par des éruptions volcaniques (rhyolites et andésites) et surtout par des failles. De même l’orogenèse himalayenne, tertiaire et quaternaire. Les failles jouent donc un rôle morphologique fondamental; le relief se présente comme un jeu de blocs dont les uns sont soulevés et les autres affaissés: un gradin occidental (Grand Khingan, monts du Hebei, monts du Shanxi et plateaux du Shaanxi-Gansu ; un fossé central (plaines du Nord-Est et du Nord, ou plaine Jaune); enfin, un gradin oriental , morcelé (Changbaishan, presqu’île de Liaodong et presqu’île de Shandong). D’après les géologues russes, les mouvements verticaux ne sont pas terminés. Les horsts (gradins ouest et est) continuent à se soulever, cependant que les fossés continuent à s’enfoncer (de 1 mm par an au Quaternaire, d’après Zaychikov, pour la plaine du Nord). Les séismes sont fréquents, affectant notamment le gradin ouest. Un tremblement de terre en 1556 aurait fait 800 000 morts dans les provinces de Shanxi, Shaanxi et Henan; celui du 16 décembre 1920 fit 250 000 morts au Gansu. Le nombre des morts, victimes du séisme de Tangshan, au Hebei, le 27 juillet 1976 aurait été de 850 000. Par ailleurs, une activité volcanique quaternaire s’est manifestée au Changbaishan et dans le nord de la Mandchourie, ainsi qu’en Mongolie.

Le gradin occidental comprend le Grand Khingan, les monts du Hebei, les monts du Shanxi et les plateaux du Shaanxi et du Gansu. Le Grand Khingan est un bloc gauchi, en pente douce vers l’ouest et cassé brutalement à l’est, par une grande faille nord-sud; c’est une moyenne montagne (1 200 m d’altitude avec point culminant à 2 034 m) de terrains cristallins et volcaniques, granites et basaltes au nord, liparites et trachytes au sud, tranchés par des surfaces d’érosion. Les monts de Hebei sont également d’altitude moyenne (1 500 m); ils dominent, par une grande flexure nord-estsud-ouest, la plaine de Pékin; mais leur structure est beaucoup plus complexe: l’orogenèse crétacée (ou l’orogenèse himalayenne) a déformé le socle précambrien, amenant des copeaux de ce socle à chevaucher des terrains de la couverture. Les monts du Shanxi sont plus élevés: le Wutaishan, montagne sacrée, dépasse 3 000 m et la «muraille» des Taihangshan, bloc calcaire limité par un grand escarpement rectiligne méridien, dépasse 2 000 m; la couverture du socle a été ondulée, et les couches sédimentaires dures donnent des plates-formes structurales se terminant en cuestas; mais ce sont les failles qui sont responsables des accidents essentiels: profonds fossés (400-500 m) de Datong et du Fenhe.

Les plateaux du Shaanxi et du Gansu sont, en moyenne, plus bas (1 000 m), bien qu’ils culminent à 2 936 m au Gansu. Leur originalité est double. D’une part, ils sont traversés par le cours quatre fois coudé du Huanghe: le tracé du fleuve a été dirigé par des failles nord-sud et est-ouest; mais l’adaptation à la structure n’est pas parfaite et le fleuve coule dans une succession de bassins et de gorges (gorges de Sanmen). D’autre part, ces plateaux sont presque complètement ensevelis sous une couche de lœss, épaisse parfois de 100 m, où est sculptée la topographie de détail (cf. CHINE).

Le plateau mongol (Mongolie intérieure et république populaire de Mongolie) est une immense pénéplaine; elle a été déformée au Tertiaire et au Quaternaire et, ayant été relevée sur ses bords, a pris une allure de cuvette. Au centre, sous un climat désertique, l’érosion éolienne se déchaîne (désert de Gobi). Au sud, des nappes basaltiques oligocènes et miocènes ont recouvert la pénéplaine depuis l’Ordos (boucle du fleuve Jaune) jusqu’au Khingan.

Le gradin oriental est plus bas et plus morcelé. Les «Longues Montagnes Blanches» Changbaishan, de direction générale nord-est - sud-ouest, sont un horst; le relief est énergique, avec alternance de crêtes (probablement des horsts de granites et roches métamorphiques) et de bassins longitudinaux; des vallées transversales accentuent ce relief; de même l’activité volcanique récente: le Tonshan est un cône d’andésite qui atteint 2 744 m; les coulées de lave quaternaire ont créé lacs et chutes dans les vallées. La presqu’île de Liaodong, horst également nord-est - sud-ouest, est plus basse (1 132 m). Les failles jouent un rôle plus considérable encore dans la presqu’île du Shandong: failles nord-est - sud-ouest qui donnent la direction générale et failles nord-ouest - sud-est du fossé de Chialai qui ont cassé en deux le massif; la partie occidentale est la plus élevée (Taishan, 1 525 m) et la plus accidentée: des quartzites cambriens très durs dessinent des cuestas au-dessus des terrains cristallins et des granites du socle; dans la partie orientale, des granites intrusifs secondaires et des grès tertiaires (red beds ) semblables à ceux de la Chine du Sud jouent un rôle essentiel.

En contrebas des horsts, la Grande Plaine (390 000 km²) est un simple fossé tectonique en voie de remblaiement par les alluvions fluviales (et éoliennes) et principalement par les alluvions lœssiques apportées par le Huanghe: les dépôts alluviaux quaternaires ont une épaisseur énorme (de 800 à 1 000 m). Par contre, la plaine du Nord-Est, ou plaine mandchoue, est beaucoup plus complexe. La subsidence qui a dessiné le fossé à partir du Crétacé, et qui continue, a été en effet inégale: la partie sud a été la plus effondrée (dépression du Liaohe), elle est remblayée d’épais dépôts alluviaux; la partie nord (plaine de la Soungari) a été moins affaissée (altitude 120 à 200 m); la région centrale est restée quelque peu en saillie (200-270 m), séparant de curieuse façon les bassins des deux fleuves; la topographie y est mouvementée: c’est une surface d’érosion développée aux dépens de terrains sédimentaires; cette partie centrale est actuellement en voie de soulèvement, par des failles qui rejouent, mais en sens inverse des failles primitives, avec émission de laves.

Le «pseudo-socle de Manji»

Le relief est plus mouvementé en Chine du Sud. Sur le bouclier précambrien reposent de très épaisses séries sédimentaires (du Cambrien au Jurassique) – beaucoup plus épaisses qu’en Chine du Nord – et qui ont été plissées. Les terrains sont variés mais comprennent en particulier de grandes masses de calcaires primaires. Plusieurs plissements les ont affectés: calédoniens, hercyniens et surtout plissements secondaires, le plus souvent crétacés, de l’orogenèse «sinienne» ou de Yenshan. Ces plissements, de type «Pacifique», se sont accompagnés d’intrusions granitiques et d’éruptions de rhyolites: les granites crétacés forment d’énormes surfaces montagneuses dans toute la zone côtière. Ces plissements ont été érodés et recouverts par une couverture discordante, restée horizontale ou affectée seulement d’ondulations à grand rayon de courbure, couverture de grès éocènes de couleur rouge (red beds ). Cette Chine du Sud-Est est donc un «pseudo-socle» pré-éocène avec une couverture détritique peu mouvementée.

Toutefois, la couverture, en partie déblayée, joue un rôle morphologique limité. L’influence morphologique des plissements crétacés est nette: ils sont partiellement «ressuscités» par l’érosion après déblaiement de la couverture, et les directions nord-est - sud-ouest des plis sont bien visibles dans la topographie. Il semble cependant que les traits essentiels du relief, par exemple les Wuyishan, soient dus à des failles tertiaires. On peut reprendre, pour décrire le relief, la division suivie pour la Chine du Nord et distinguer un gradin élevé à l’ouest, une zone déprimée au centre, un gradin élevé à l’est.

Le gradin occidental comprend le Sichuan et le Yunnan, le Guizhou et le Guangxi. Le cœur du Sichuan est affaissé (700-300 m): le Bassin rouge est une immense zone de collines, résultant du déblaiement par l’érosion différentielle d’une très puissante série de grès rouges tendres; mais son individualisation est le résultat d’un gauchissement qui a porté à haute altitude ses rebords ouest (Alpes du Sichuan, 7 590 m) et est (Wushan). Le Yunnan est un bloc dont l’altitude moyenne est supérieure à 2 000 m: l’ouest est montagneux et plissé (plis crétacés ou tertiaires avec nappes de charriages), avec de très profondes vallées orientées nord-sud (Salouen, Mékong) puis nord-ouest - sud-est (fleuve Rouge); l’est est un plateau compact, faillé (les fossés d’effondrement sont occupés par des lacs) et en grande partie calcaire: le paysage est celui d’un karst à dolines. Karst également, mais plus bas (1 000 m environ) et beaucoup plus évolué (karst à pitons), le Guizhou. Cette province et la partie voisine de la province du Guangxi (celle-ci plus basse encore) possèdent la plus riche et la plus belle collection de reliefs calcaires au monde (Guilin).

Le centre de la Chine du Sud-Est (essentiellement les provinces de Jiangxi et Hunan) est bas (moins de 400 m). Mais il ne s’agit pas d’une plaine. Il s’agit d’une vaste zone de basses montagnes, diverses d’origine, crêtes appalachiennes quartzitiques, batholites de granite ou cuestas de grès rouges éocènes. Deux lignes directrices grossièrement nord-est - sud-ouest: vallée du Xiangjiang (dans le prolongement du lac Dongting) menant au col de Meiling et à la vallée du Beijiang; vallée du Ganjiang (dans le prolongement du lac Poyang) menant au col de Zheling. Cette zone basse est coupée en deux par la ligne, probablement hercynienne, ouest-est des Nanling, autre ligne directrice majeure (plus de 1 000 m).

Le gradin oriental est vigoureux et continu (provinces de Hainan, du Guangdong, du Fujian et du Zhejiang): deux chaînes parallèles orientées nord-est - sud-ouest: Wuyishan à l’ouest, Daiyunshan à l’est. Ce gradin est un immense batholite granitique crétacé parfois recouvert de nappes de rhyolite ondulées et fracturées: la rhyolite donne les sommets mais les chaînes elles-mêmes seraient dues à des failles.

La péninsule coréenne

La péninsule coréenne comprend à la fois des éléments de socle et de pseudo-socle. Le socle précambrien, déjà représenté au nord par les Changbaishan et leur prolongement, le plateau de Kaima, se trouve au centre dans la région drainée par le Han, ainsi que dans le sud où il affleure dans la chaîne diagonale des monts Sobaek (1 915 m), mais il est masqué par des terrains sédimentaires crétacés dans toute la zone du Naktong. Un pseudo-socle précrétacé occupe la région entre Taedong et Han; un pseudo-socle prééocène (les derniers plis sont crétacés), très semblable à celui de Manji, occupe la région du Kum et du haut Han. Comme en Chine, les failles jouent un rôle fondamental, déterminant notamment le fossé de Naktong.

Toutefois, le trait essentiel du relief coréen est la dissymétrie de la péninsule: les fortes altitudes se trouvent à l’est (monts Taebaek) où elles dominent immédiatement les grandes profondeurs de la mer du Japon (face=F0019 漣 2 000 m à 15 000 m au large), tandis que les versants en pente douce, vers l’ouest, sont suivis par les principaux fleuves (Taedong, Han, Kum); cette pente se termine par trois zones déprimées improprement appelées plaines (plaine de Pyongyang, plaine de Séoul, plaine du Kum) et par une côte très basse et très plate bien que découpée sur une mer sans profondeur (la marée, très forte, découvre les plages sur plusieurs kilomètres au jusant).

Taiwan (Formose)

Taiwan, 35 970 km², qu’un détroit peu profond, vraisemblablement un fossé tectonique, sépare de la Chine, est une île très montagneuse: le point culminant atteint 3 997 m dans le Yushan et le tiers de l’île a plus de 1 000 m d’altitude. Le relief dissymétrique dessine une concavité vers le Pacifique: la chaîne centrale est toute proche de la côte est, dont la sépare la profonde T’ai-tung (Taidong) Rift Valley; cette chaîne centrale comprend le massif du Zhongyangshan (32 pics au-dessus de 3 000 m), notamment; les plaines alluviales sont à l’ouest. La structure géologique rappelle celle de la Chine continentale, mais l’île a connu des plissements beaucoup plus récents (oligocènes), des intrusions volcaniques pliocènes, des éruptions volcaniques quaternaires. Les grands traits du relief sont dus, comme aux Philippines, à des failles très récentes; le relief est mal consolidé, comme en témoignent les tremblements de terre. On compte plus de cent sources chaudes. Tout cela annonce le Japon.

L’arc japonais

L’arc japonais se raccorde au sud par les Ry ky à Taiwan et au nord à l’arc de Sakhaline, d’une part, à l’arc des Kouriles, d’autre part. Comme les îles de l’Insulinde, les quatre grandes îles japonaises (Ky sh , Shikoku, Honsh et Hokkaid 拏) sont vraisemblablement les sommets apparents de gigantesques plis sous-marins; de même elles sont bordées à l’est par des fosses marines très profondes (face=F0019 漣 8 000 m). Mais quelques différences importantes apparaissent entre l’arc japonais et celui de l’Insulinde: l’arc japonais est encore beaucoup moins consolidé; le volcanisme récent n’y est pas réparti de façon aussi harmonieuse; enfin, il est beaucoup plus compliqué.

La mer du Japon, qui sépare les îles japonaises du continent, n’est pas une plate-forme continentale comparable à celle de la Sonde: elle présente de grandes profondeurs (face=F0019 漣 3 000 m). La plate-forme continentale se trouve plus à l’ouest et correspond à la mer de Chine orientale et à la mer Jaune. Ainsi l’archipel japonais est-il une crête entre une mer profonde, d’une part, et les fosses du Pacifique d’autre part. Dans ces conditions, il est extrêmement instable: on n’y compte pas moins de 1 500 tremblements de terre par an, dont certains, particulièrement violents, eurent des conséquences tragiques: le séisme de septembre 1923 fit 100 000 morts. Les séismes sont particulièrement redoutables dans la zone dite «externe» ou «Pacifique»: les épicentres sont dans le Pacifique; ils sont d’intensité moindre dans la zone dite «interne» qui fait face à l’Asie: les épicentres sont autochtones. Les tremblements de terre ne se traduisent pas par des déplacements verticaux sensibles, mais il semble qu’ils soient souvent dus au rejeu de fractures. Les mouvements tectoniques responsables de l’essentiel du relief – les failles récentes – sont toujours actifs. Ces failles, tertiaires et peut-être quaternaires, dessinent un quadrillage remarquable. Un axe longitudinal majeur, la «ligne médiane de dislocation», sépare zone externe et zone interne. Elle se suit depuis Ky sh , à travers Shikoku (vallées de Matsuyama et du Yoshino), la presqu’île de Kii (vallées du Kino et du Kushido), jusqu’au cœur de Honsh où elle se recourbe vers le nord (haute vallée du Tenry ou fossé d’Ina) et se marque le plus souvent dans le relief par un grand escarpement à regard septentrional. On trouve l’équivalent de cette faille majeure à Honsh Nord et à Hokkaid 拏 dans une ligne de relief jalonné de bassins et de plaines qui se suit depuis la baie de T 拏ky 拏 jusqu’à la plaine d’Ishikari par la plaine de Sendai, la vallée du Kitakami et le golfe d’Aomori. Cet axe longitudinal est coupé par une série d’axes transversaux dont le plus célèbre est la Fossa Magna des géologues. En réalité, le bord oriental de ce fossé est complètement masqué; mais le bord occidental, la grande faille Itoigawa-Shizuoka, est un élément majeur du relief entre les fossés de Matsumoto, Suwa, K 拏fu à l’est, et les Alpes japonaises (monts Hida, Kiso et Akaishi), portées à plus de 3 000 m, à l’ouest. Des failles moins importantes, postérieures au Miocène, sont responsables de la baie de Wakasa, du fossé du lac Biwa, du relief de tout le Kansai, jeu de blocs et de fossés.

L’archipel japonais est volcanique. Mais le volcanisme récent n’est pas ici disposé de façon aussi simple qu’en Indonésie. Il n’y a pas ici deux arcs, l’un volcanique, l’autre non. Le volcanisme récent est particulièrement vigoureux et important aux trois «nœuds» où viennent se rencontrer des directions de relief correspondant à des arcs différents: Hokkaid 拏, Ky sh et la Fossa Magna. À Hokkaid 拏, où se rencontrent l’arc (nord-sud) de Sakhaline et l’arc (nord-est - sud-ouest) des Kouriles, se trouvent les volcans du groupe du Daisetsu et du Tokachi au centre de l’île, ainsi que ceux de la presqu’île d’ 牢shima (caldeira du Kutcharo). Dans la Fossa Magna, où interfèrent l’arc des Bonin (nord-sud) et l’arc japonais qui jusque-là nord-est - sud-ouest s’incurve en prenant une direction est-ouest, le volcanisme s’épanouit: Asama-Yama, Fuji-Yama. Enfin, à Ky sh où convergent l’arc japonais et l’arc des Ry ky , le volcanisme est représenté dans la partie centrale par l’énorme caldeira du mont Aso, au nord-ouest par l’Unzen et au sud par la double caldeira de la baie de Kagoshima et le Sakurajima, un des volcans les plus actifs du Japon. Enfin, des volcans bien individualisés s’égrènent sur deux rangs du nord au sud de la zone interne (monts Owu: Iwate, Bandai, Azuma, Nasu; monts Uetsu: Iwaki, Ch 拏kai, Gassan).

Les 291 volcans japonais sont très divers: depuis le type hawaiien jusqu’aux types péléens et vulcaniens; ces derniers sont les plus fréquents: 54 volcans vulcaniens se sont révélés actifs à l’époque historique, dont le Mae-Yama (1792), le Bandai (1888), l’Asama et le Sakurajima (1961). Ces deux derniers n’ont rejeté en 1961 que des débris de lave ou de roches anciennes; les éruptions ont été, en fait, gazeuses, débouchant des cratères: l’ère des grandes éruptions serait révolue car, dans le passé, les éruptions consistaient surtout en produits solides et en émission de cendres dont le rôle a été très important: «saupoudrage» des terrasses d’alluvions anciennes (plaine du Kant 拏 ou plaine de Tokachi), dépôts plus épais sur terrasses (plateau de Konsen Genya à Hokkaid 拏), plateau de cendres (plateau de Shiratsu dans le sud de Ky sh ); mais l’Unzen a eu une importante éruption en juin 1991. La forme la plus imposante de relief est une forme en creux, la caldeira. On compte 7 grands ensembles: 3 à Hokkaid 拏 (caldeiras des lacs T 拏ya, Shikotsu, Kutcharo), 1 à Honsh (caldeira du lac Towada), 3 à Ky sh (caldeira de l’Aso, double caldeira de la baie de Kagoshima). Ces caldeiras résultent d’un «affaissement compensateur».

L’arc japonais est de structure compliquée. On peut distinguer: un socle, non pas précambrien mais précrétacé, constitué de terrains plissés au Trias et métamorphisés par des montées granitiques, socle qui apparaît notamment dans la zone interne sud et la zone externe nord; un pseudo-socle de terrains sédimentaires plissés au début du Crétacé, qui rappelle le pseudo-socle de Manji (zone externe sud); enfin, du matériel récent tertiaire, généralement tendre, disposé en couches très épaisses et plissé à partir du Miocène; ce matériel constitue la zone interne nord et Hokkaid 拏.

Les grandes unités du relief se disposent différemment au sud-ouest, au centre et au nord-est.

Au sud-ouest d’une ligne joignant baie de Wakasa à baie d’Isé, la disposition est harmonieuse, de part et d’autre de la mer Intérieure: au nord, les montagnes peu élevées de Ky sh Nord et de Ch goku (zone interne) sont des pénéplaines faillées du socle précrétacé où toute trace de pli a disparu; la mer Intérieure elle-même est une partie de la zone interne en voie de subsidence qui se prolonge dans Ky sh masquée par l’Aso et dans Honsh jusqu’au fossé du Biwa, la ligne morphologique essentielle étant, au sud, l’escarpement de faille de la «ligne médiane»; au sud, les monts de Ky sh , de Shikoku, de Kii (zone externe) correspondent au pseudo-socle prétertiaire, avec esquisses de plis appalachiens.

Le centre, ou «nœud de Ch bu», est la partie la plus large et la plus haute de l’archipel, celle aussi où se trouve la plus vaste plaine, celle du Kant 拏 ou plaine de T 拏ky 拏. Les lignes de relief y subissent une torsion remarquable et sont nord-sud. Deux éléments essentiels: à l’ouest, le horst exceptionnellement élevé (plus de 3 000 m) des Alpes japonaises; les monts Hida et Kiso seraient portions du socle précrétacé, donc cristallin; les monts Akaishi, séparés des premiers par le fossé d’Ina, sont un fragment de la zone externe. À l’est de l’escarpement Itoigawa-Shizuoka, dans la Fossa Magna, cinq bassins déprimés alternent avec des montagnes tertiaires et de grands appareils volcaniques dont le Fuji-Yama.

Le nord-est de Honsh comprend, à l’est dans la zone externe, les massifs d’Abukuma et de Kitakami (1 914 m) qui sont des portions du socle précrétacé. Puis, au-delà d’un sillon qui correspond à la ligne médiane, mais qui n’est pas continu (plaine de Sendai, vallée du Kitakami), deux chaînes, parallèles, méridiennes, les monts Owu et les monts Uetsu, qui sont des horsts, taillés dans des terrains tertiaires plissés, couronnés de cônes volcaniques alignés; montagnes moyennes aux formes molles: les terrains sont si tendres et les plis si récents que les rivières, après avoir parcouru les bassins d’effondrement situés entre les deux chaînes, traversent les monts Uetsu en percées antécédentes. Hokkaid 拏 est constitué de terrains tertiaires et volcaniques. Les deux principales directions du relief sont nord-sud et nord-est - sud-ouest. Le premier alignement forme la chaîne axiale de Yeso, dans le prolongement de Sakhaline, et domine la plaine d’Ishikari qui est un fossé tectonique. Le second est formé par un alignement de volcans qui se prolongent dans les Kouriles.

Le Japon est montagneux; les plaines, presque toutes littorales, sont peu étendues. Celles du Sud et celles de la mer du Japon sont surtout composées d’alluvions récentes; celles du Nord, y compris la plaine de T 拏ky 拏, comprennent une grande part de terrasses quaternaires (diluvium).

Climat et végétation

L’été uniformise les climats extrême-orientaux que l’hiver diversifie.

La mousson chinoise

L’été en Chine est uniformément chaud et humide, tropical, jusqu’à 45⁰ de latitude nord. Les basses pressions, centrées sur l’Asie centrale, attirent en effet jusqu’à ces latitudes moyennes l’alizé austral: Pékin (Beijing) accuse en juillet 26,3 ⁰C et 218 mm de pluie, Shanghai 27 ⁰C et 121 mm de pluie, Canton (Guangzhou) 28,4 ⁰C et 270 mm de pluie.

Chinois, Coréens (et Japonais) distinguent, dans l’été, une vraie «saison des pluies», particulièrement marquée: c’est le meiyu , la «saison des prunes», le nopsae (et le baiu ). Cette période essentielle commence au sud de la Chine (vers le 20 mai à Canton) et progresse peu à peu vers le nord: le meiyu atteint Shanghai le 10 juin, Pékin le 20 juillet. Les études des météorologues japonais ont montré qu’il s’agit bien de la mousson, au sens strict, c’est-à-dire d’un alizé austral, ayant franchi l’équateur; il gagne la Chine probablement à partir du golfe du Bengale, se traduisant par un vent de sud-ouest. Par contre, après la mi-juillet, l’air maritime, de direction sud-est, viendrait de l’anticyclone d’Hawaii et serait donc de l’air tropical boréal, n’ayant pas franchi l’équateur: ce n’est plus une vraie mousson mais un alizé détourné et humidifié par un long survol maritime qui donne des pluies moins abondantes que le meiyu.

La dépression, énorme, d’Asie centrale, responsable de ces phénomènes, n’est sans doute pas due uniquement à la chaleur, mais surtout, comme pour l’Inde, au passage brutal du jet-stream du sud de l’Himalaya au nord du Tibet, le jet créant, sur sa droite, un anticyclone sur le Tibet et des basses pressions sur sa gauche, au Xinjiang. Ce passage brutal suivrait d’un mois le renversement plus méridional des flux d’altitude (18 000 m) au-dessus des îles Marcus (24⁰ de latitude N.), le jet-stream d’ouest étant remplacé par le jet tropical d’est.

Mais, au-dessus de la Chine, en altitude, le jet-stream subsiste et est responsable de l’existence de dépressions cycloniques de front polaire qui se déplacent d’ouest en est, interférant avec la mousson ou l’alizé, et qui jouent un rôle essentiel dans la formation des pluies. Ces dépressions suivent des trajectoires assez constantes: trois sur la Chine du Chang Jiang, trois sur la Chine du Huanghe, ces dernières plus fréquentes, ce qui explique que juillet et août soient plus arrosés à Pékin qu’à Shanghai alors que l’épaisseur de la masse d’air de mousson y est moindre. Le passage ou le non-passage des dépressions est responsable de l’irrégularité des pluies. Certaines années, en effet, elles suivent toutes des trajectoires méridionales provoquant des pluies considérables et des inondation dans la Chine du Chang Jiang, notamment au Hubei; d’autres années, au contraire, elles suivent des trajectoires septentrionales: pluies et inondations affectent la Chine du Nord, mais la sécheresse, catastrophique, règne sur les plaines du Chang Jiang. Du fait de l’interférence, obligatoire, des dépressions cycloniques de front polaire avec mousson ou alizé, la «mousson» chinoise est beaucoup moins fiable que la mousson indienne. Par ailleurs, les typhons se font sentir sur toute la Chine du Sud-Est, provoquant de grandes pluies en août et septembre à Canton et Shanghai.

L’hiver présente de très vigoureux contrastes: chaud et sec encore à Hainan (18,1 ⁰C à Qiongshan en janvier), tiède et ne connaissant que des pluies de crachin à Canton (13,8 ⁰C et 43 mm de pluie en janvier), l’hiver est froid (et le temps très variable) à Shanghai (2,7 ⁰C et 58 mm de pluie en janvier), très froid et très sec à Pékin (face=F0019 漣 4,4 ⁰C et 3 mm de pluie en janvier), encore plus froid dans la Chine du Nord-Est (ex-Mandchourie). Sur la Sibérie orientale règnent par suite du froid de très hautes pressions (1 035 mb) dont l’épaisseur peut atteindre 4 000 m. Cet anticyclone émet vers le sud par saccades des coulées d’air froid (air polaire). Ces coulées polaires sont normalement anticycloniques jusque vers 40⁰ de latitude nord, et sur Pékin règne normalement un anticyclone «non permanent mais durable» (P. Pédelaborde): la pression atmosphérique est de 1 025 mb en janvier. Mais plus au sud ces coulées polaires peuvent, comme dans nos pays, prendre une courbure cyclonique et provoquer la formation de dépressions. À cette époque, le jet-stream circule au-dessus de la Chine du Sud et crée sur sa gauche une zone de basse pression où s’installe le front polaire. Huit voies cycloniques traversent ainsi la Chine, trois sur la Chine du Nord (peu fréquentées à vrai dire), trois sur la Chine du Yangzi, deux sur la Chine du Sud. Cela explique le temps perturbé et les spectaculaires sautes de températures de Shanghai où alternent des vents de nord-ouest, très froids et très secs, et des vents de sud-ouest, tièdes et humides, conséquence de la cyclogenèse: il faisait 18,8 ⁰C à Shanghai le 25 décembre 1923, et 漣 7,2 ⁰C le 31 décembre suivant. Il peut arriver, si l’anticyclone sibérien est peu stable ou si le jet-stream remonte loin vers le nord, que des dépressions passent sur la Chine du Nord, provoquant des précipitations solides et liquides, tandis que la Chine centrale a alors un climat anticyclonique tropical, tiède et sec. Les coulées polaires atteignent la Chine méridionale et le golfe du Tonkin où elles provoquent en janvier, février et mars des temps de crachin.

La mousson japonaise

L’archipel japonais est, à latitude égale, beaucoup plus humide que la Chine: Kagoshima reçoit 2 153 mm de pluie et Shanghai 1 189; T 拏ky 拏 1 553 mm et Kaifeng (Henan) environ 600. En dehors de ce caractère essentiel dû à l’insularité, le Japon jouit d’un été plus chaud et plus humide que ne le laisserait supposer sa situation en latitude. Par contre, l’hiver japonais est original: il est froid mais peu sec et, sur la côte de la mer du Japon, il est même très humide; la neige fait partie du paysage japonais.

L’été est uniformément chaud sur tout le Japon en dépit de l’étalement en latitude, sauf dans l’est d’Hokkaid 拏 baigné par le courant froid de l’Oyashio. L’été est partout pluvieux. Les Japonais distinguent nettement deux périodes de pluviosité maximale: la saison de baiu ou «saison des prunes», qui commence à Honsh entre le 15 et le 25 juin, qui est nette dans le sud-ouest mais inconnue à Hokkaid 拏, et se caractérise par de grandes pluies continues; et la saison de shurin à partir de la mi-septembre, caractérisée par le passage de nombreux et violents typhons. Entre ces deux saisons, l’été proprement dit, chaud et nuageux, connaît des jours sans pluie.

La mousson d’été japonaise présente en effet une triple originalité. Tout d’abord, il semble bien que le Japon soit envahi non par une seule masse d’air méridional, mais par deux; ensuite, les dépressions cycloniques jouent ici un rôle déterminant; enfin, les typhons, du fait de l’insularité, ont une importance plus grande qu’ailleurs.

L’origine de la mousson doit être cherchée, ici encore, dans l’aire des basses pressions d’Asie centrale, comme pour la mousson chinoise et indochinoise. L’alizé austral détourné envahit le Japon (mousson de sud-ouest) essentiellement en saison de baiu. Mais, pendant la plus grande partie de l’été et même dès avril et mai, le flux qui affecte le Japon vient du sud-est (mousson du sud-est): c’est non pas l’alizé austral mais plus simplement l’alizé boréal, originaire de l’anticyclone du Pacifique oriental (anticyclone d’Hawaii), détourné de sa direction originelle nord-est - sud-ouest par les basses pressions asiatiques. Cette mousson du sud-est est certainement la plus importante, la plus durable et la plus générale. Or la masse d’air n’est pas la même que celle de la mousson de sud-ouest. En effet, l’alizé boréal n’est qu’un air tropical, originellement sec, devenu instable et humide par une longue traversée maritime, mais dans ses basses couches seulement; l’air reste sec au-dessus d’une certaine altitude; dans ces conditions, il faut des ascendances puissantes (orographiques ou cycloniques) pour déclencher les pluies. Les mois de juillet et d’août ont souvent des journées ensoleillées et lourdes, sans précipitations, quand remonte sur l’archipel l’anticyclone d’Ogasawara (ou des Bonins).

Par ailleurs, les dépressions cycloniques du front polaire sont plus importantes encore au Japon qu’en Chine. Le jet-stream en effet se tient en permanence au-dessus du Japon et se déplace du sud en hiver au nord en été: avec lui oscille, au sol, le front polaire que le jet crée sur sa gauche. Le Japon se trouve ainsi sur le passage des dépressions cycloniques; il y a même une remarquable convergence sur le Japon des trajectoires des dépressions qui étaient au nombre de huit sur la Chine, cela en liaison peut-être avec le fait que le Japon est baigné sur sa plus grande partie par les eaux chaudes du Kuroshio. Les dépressions cycloniques jouent un rôle important en saison de baiu et en saison de shurin. En juin-juillet, tandis que l’air de la mousson de sud-ouest envahit le Japon, le front polaire stagne sur le pays, et aussi les dépressions cycloniques qui le suivent: le front polaire remonte en juin-juillet vers le nord, mais très lentement; en effet, à cette époque, le jet-stream est divisé en deux branches, l’une passant au sud du Japon, l’autre nettement au nord; tandis que la branche sud crée au sol sur sa gauche la zone dépressive où oscille le front polaire, la branche nord crée sur sa droite l’anticyclone d’Okhotsk, anticyclone stable car l’air descendant d’origine tropicale est refroidi à sa base par le courant froid d’Oyashio; cet anticyclone émet des vents frais du nord (qui peuvent être catastrophiques pour le riz) et il y a convergence – et même front – avec l’air de la mousson du sud-ouest.

En juillet, cette division du jet-stream en deux branches cesse, l’anticyclone d’Okhotsk disparaît; le Japon ne connaît plus que la mousson de sud-est, et les pluies plus rares sont surtout orographiques ou dues à des perturbations (convergences) dans ce flux unique. Il peut même arriver que l’anticyclone tropical d’Ogasawara, que le jet-stream crée sur sa droite, atteigne les côtes du Japon et y interrompe les pluies. La situation est la même en shurin qu’en baiu, avec division en deux branches du jet-stream, existence de l’anticyclone d’Okhotsk et front polaire particulièrement vigoureux entre les flux issus de cet anticyclone et le flux de mousson, ici du sud-est. Mais la saison de shurin est caractérisée par des typhons, particulièrement violents sur les côtes du Japon méridional: en septembre 1976, le typhon n^o 17 a déversé 1 500 mm d’eau en 48 h sur Nagoya.

En hiver souffle sur le Japon le vent du nord-ouest. Ce vent est le même que celui qui affecte la Chine: il est originaire de l’anticyclone de Sibérie. L’air très froid, qui souffle en direction des basses pressions assez permanentes des îles Aléoutiennes, est dévié sur sa droite. Ce vent du nord-ouest, de direction opposée à la mousson d’été, explique que l’hiver japonais soit froid.

Mais en hiver les deux faces du Japon, la face du Pacifique et celle de la mer du Japon, s’opposent. Si aucune n’est parfaitement sèche, la première, «sous le vent», a de beaux jours froids ensoleillés: le vent du nord-ouest y arrive descendant et sec; la seconde, au contraire, reçoit – à la latitude du Portugal – d’énormes chutes de neige: à Niigata ou à Kanazawa (Hokuriku), le maximum des précipitations se situe même en hiver. Le flux d’air polaire originellement sec devient instable en franchissant la mer du Japon (sur 800 km), celle-ci étant relativement chaude sur sa face japonaise encore touchée par le Kuroshio: les ascendances orographiques dans cet air instable provoquent des précipitations. Par ailleurs, le vent souffle par bouffées: chaque nouvelle bouffée d’air froid provoque la formation de fronts et de dépressions avec l’«ancien» air, bloqué par les Alpes japonaises ou les grands volcans des monts d’Uewu et qui s’est réchauffé: de là des tempêtes et d’abondantes chutes de neige.

Les formations végétales

La Chine, la Corée, le Japon ont, du moins jusqu’aux régions septentrionales où apparaît la forêt tempérée de conifères et bientôt la taïga, une végétation originale caractérisée par une très grande richesse des espèces tant tropicales que tempérées; le monde extrême-oriental n’a pas connu en effet la glaciation quaternaire qui a éliminé dans nos pays les espèces tropicales.

Une forêt «pénétropicale» ou «laurifoliée» couvre – ou couvrait avant l’intervention de l’homme – la Chine du Sud-Est et le Japon jusqu’au 36^e parallèle. Elle est d’une très grande variété: on compte au Japon 168 espèces d’arbres, en Corée 883 espèces végétales, en Chine plus de 2 000 espèces, appartenant à 656 genres et 134 familles. Le Yunnan est un véritable jardin botanique. Parmi les plantes tropicales, citons, en Chine, outre divers types de bambous, le camphrier, les lauriers, le banyan, Schima , Elœocarpus , Castanopsis , Eurya , le camélia oléagineux aux feuilles d’un vert sombre et aux fleurs blanches. Parmi les plantes tempérées dominent chênes verts, frênes de Canton et, surtout, les conifères. Ces forêts sont parfois denses, notamment au Fujian et au Zhejiang, avec lianes et épiphytes; elles ont été généralement très dégradées et ont cédé la place à des buissons très touffus d’arbustes toujours verts et à des plantes herbacées, les unes et les autres ayant souvent des fleurs éclatantes (lis, orchidées, bégonias, azalées).

Au Japon, la forêt a été beaucoup mieux conservée. Le camélia pousse jusqu’à 1 000 m dans les forêts de Ky sh et de Shikoku, tout comme le laurier et le magnolia, l’arbre à laque (uruchi ), l’arbre à cire (hazé ); parmi les plantes tempérées, il faut citer les chênes verts et surtout les conifères, notamment de très nombreuses espèces de pins, tel le kuro-matsu (Pinus Thunbergii ). La forêt est le plus souvent très dense avec enchevêtrement de plantes grimpantes, de lianes, d’épiphytes. Sur les collines (100-300 m) où la forêt a été détruite, elle est remplacée par une futaie à akamatsu (Pinus densiflora ) avec sous-bois de genévriers et de gardénias, ou par des buissons d’azalées sauvages.

Cette forêt «pénétropicale» cède la place, quand l’altitude ou la latitude s’élève, à une forêt tempérée moins originale. Les espèces à feuilles persistantes ne représentent plus que 10 p. 100 du boisement au Hubei, où dominent divers chênes. Au nord du 36^e parallèle, au Japon, la forêt tempérée apparaît à basse altitude: chênes, conifères (akamatsu , thuya), hêtres, cyprès du Japon (hinoki ) et le magnifique sugi au bois tendre. Dans le sud d’Hokkaid 拏, les hêtres et les châtaigniers dominent déjà, alors que dans le nord apparaît la taïga (bouleaux, frênes, mélèzes), avec un sous-bois de bambous nains.

Encyclopédie Universelle. 2012.