LE PLATEAU DE DOYANG

Du pied de la « dent » syénitique de Mindif vers l’Est, on passe du socle à une couverture de sables éolisés [ 40 % des grains de quartz arrondis mats dans les sables prélevés sur la rive berge gauche du mayo Tchouaké (N 10° 24’–E 14° 27’, altitude 405 m)]. C’est un matériau pris en masse de teinte jaune rouge (N 60 7,5 YR). Cette couverture sableuse est façonnée en dunes surbaissées, vêtues par une végétation de type fourré arbustif à Gueira senegalensis.

Les sols ferrugineux tropicaux qui la portent sont selon Letouzey (1968); Brabant et Gavaud (1985) lessivés et à développement solonetz-gleyique. Le sable rubéfié réapparaît le long de la piste Gagadjé-Kodoki, immédiatement sur la rive droite du mayo Gagadjé (10° 25’–14° 28’, altitude 410 m). Cette mince couverture sableuse fossilise une formation hydromorphe qui, dans la plaine alluviale du Diamaré, s’observe sous les vertisols. La couverture sableuse se poursuit de façon discontinue jusqu’à Kobbo, où une ravine (N 10° 18’–E 14° 37’, altitude 424 m) permet de déceler une formation limono-argileuse à nodules calcaires, à concrétions ferrugineuses et à taches d’hydromorphie, considérée de prime abord par Sieffermann (1967) comme étant lacustre. A la base de cette formation apparaît des migmatites riches en quartz filoniens profondément météorisés, sur lesquelles se voient des poches lenticulaires de pisolithes ferrugineuses de diamètre inférieur à 1 cm. Tout cet ensemble est fossilisé par une couverture de sable éolien jaune rouge (N 60 7,5 YR) pris en masse.

Sur la piste Gadas–Péténé à 4 km de Zacklang (N 10° 14’-E 14° 24’, altitude 441 m) la petite remontée du pédiment se voit bien même si la denivelée n’y est que de quelques 2 à 5 m, en pente douce de 2 à 3°, sans véritable talus bordier ; on passe ainsi de la pédiplaine proprement dite au plateau de Doyang (Mainguet et Wakponou, 2002).

3.2.3.2. LE PLATEAU DE DOYANG.

Surplombant la pédiplaine de Kaélé-Mindif, le plateau de Doyang correspond à de petits pédiments jointifs s’ancrant à des inselbergs et se raccordant plus à l’Ouest aux appendices sud-orientaux des monts Mandara. D’allure généralement bombée, le plateau passe graduellement de 400 à 455 m d’Est en Ouest. Il constitue un haut pédiment ancien au-dessus d’un autre plus récent à 380-390 m d’altitude. Le raccord progressif entre les 2 niveaux est marqué par de multiples têtes de vallées qui entaillent les rebords du haut pédiment. Ses limites sont difficilement discernables dans le paysage. Toutefois, en se limitant au secteur où la scission entre les cours d’eau voisins mais tributaires d’une part du bassin tchadien et d’autre part de celui de la Bénoué est nette (ligne de partage des eaux), on peut dire que ce plateau s’étend d’Ouest en Est sur près de 44 km, c’est-à-dire des sources du mayo Bahéhel à celles du mayo Kobo. Du Nord au Sud, il a près de 30 km .

La ligne de démarcation entre les deux bassins sus-cités est légèrement décalée vers le Nord du bombement du substratum de la pédiplaine. Aussi, les têtes de vallées orientées vers de Sud se situent au Nord de l’axe structural, matérialisé dans le paysage par 2 lignes d’inselbergs orientées ouest-est, avec les massifs de Moutouroua, de Biwara, de Boboyo, de Gadas et de Lara au Nord et ceux de Makassa et de Moumour plus au Sud. Tout part de la

Doyang une position topographique surélevée. Cette inversion de relief s’exprime dans le réseau hydrographique. En effet, le mayo Toulowi, à l’Ouest du plateau, constitue un collecteur principal qui draine les eaux du Nord au Sud, évitant le plateau du fait de sa position haute. Les cours initiaux NO-SE des mayos Louti et Boula ont eux aussi été déviés dans le sens N-S et O-E respectivement. Le mayo Gouloum au NO de Moutouroua et le mayo Zaklang au S-E de la réserve forestière de Laf-Madian, coulent d’abord respectivement du SE au NO et du SO au NE. Le premier ayant été vraisemblablement capturé par le mayo Toulowi, un affluent du mayo Louti et le second déviant son cours, il devient le mayo Binder.

Ces 2 mayos coulent alors plein Sud .(Figure 15 ci-dessous ). Le mayo Louga , à l’instar de tous les autres qui coulent vers le bassin du Tchad au Nord, est moins érosif. Il suit une petite dépression qui s’abaisse vers Mindif entre les cotes 460 et 400m. La pente générale diminue régulièrement d’amont en aval de 0°45 à 0°045. Les pentes locales peuvent cependant atteindre 0°18 à 0°27.

La surface du plateau est parsemée de cailloutis et de galets issus probablement des filons de quartz qui traversent les roches métamorphiques affleurantes. L’existence de ces galets hétérométriques fait penser aux reliques d’un dépôt colluvial ayant subi une reprise d’érosion.

Les petits interfluves entre les raviveaux sont couverts le plus souvent d’une pellicule noire de Cyanophycées. Cette croûte d’algues semble liée à une diminution de la biomasse herbacée par imperméabilisation de l’horizon superficiel. Elle favorise le ruissellement et donc le ravinement en aval des versants où le volume des eaux drainées devient plus considérable et acquiert assez de force pour décaper les formations meubles. C’est ce qui explique l’existence de multiples têtes de vallées sur le plateau. Le rôle de catalyseur d’érosion pour ces algues a été démontré dans l’Arizona aux U.S.A. par Flecher et Martin (1948), en Mauritanie par Barbey et Coute (1976) et dans les régions voisines au Tchad, par Dulieu, Gaston et Darley (1975).

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Le plateau de Doyang constitue la source de multiples mayos orientés diversement nord et sud. Il porte à 400 m d’altitude moyenne une assise limono-argilo-sableuse. Cette position perchée sur une ligne de partage des eaux explique le fort ravinement de cette assise, rendant compte de la faible épaisseur de la formation (0,5 à 2 m).

Photographie 7. paysage du plateau de Doyang. (Djamhoura, 21-II-2000)

Le décapage des formations superficielles est dû à la position topographique du plateau sur la ligne de partage des eaux entre les bassins du tchad et de la Bénoué, prédisposant ainsi ses formations superficielles à une érosion regressive très active. Le ravinement exhume une cuirasse ferrugineuse malgré un parc à Acacia séyal et Balanites

chaudes et sèches, dont le façonnement est en majeure partie commandé par les processus hydriques reprenant les matériaux des arènes des périodes passées plus ferrallitisantes.

Le plateau de Doyang constitue l’unité morphologique plate la plus élevée dans les basses terres soudano-sahéliennes extrême-nord-camerounaises. Elle est sujet au décapage à cause de sa position. Les étapes de son évolution se lisent aisément grâce au développement de deux niveaux altitudinaux (400–425 et 380–390 m) et à l’existence de micro–buttes résiduelles, témoins de son extention passée. Dans la pseudo-pédiplaine de Kaélé-Mindif, des langues limono-argileuses se prolongent dans les bas secteurs contigus du plateau de 400 - 425 m d’altitude sous forme de petits promontoires. Sur les photographies aériennes N°393 - 400 de la Mission NC 33XIV-XV de 1962, elles sont comme le prolongement du haut pédiment depuis longtemps détaché des massifs rocheux qui parsèment la pseudo-pédiplaine.

Ces langues de dépôts meubles font face à de très petits interfluves (5 km²) isolés. Ces derniers sont pour la plupart des lambeaux des formations sédimentaires du plateau, individualisés par l’érosion régressive qui a remonté le cours des mayos : Mizao-Guizak, Binder et Louga. Tout porte donc à penser que le plateau était plus vaste qu’il n’apparaît aujourd’hui. En effet, la disparition systématique à la cote 360 m de tous les mayos (Gagadjé, Kodoki, Kobo, Bouzou, Kourbi, Guidiguis) nés sur le rebord oriental du plateau marquerait probablement la limite entre les formations colluviales de la pédiplaine et les sables éoliens de l’erg de Kalfou (Wakponou, 1988).

Figure 16. Mise en place des micro-buttes résduelles par érosion regressive Les plus visibles de ces petites buttes sont celles qui se trouvent au Nord et à l’Ouest de Mbrodong, la butte de Wirdiwo (10° 36’N- 14° 30’E, altitude 400 m), à l’Est de Maroua et au-delà du mayo Boula n’étant qu’un amoncellement d’arènes granitiques à 417 m d’altitude, dans le prolongement méridien de l’affleurement ponctuel du socle dans le secteur de Djoulgouf. La butte de Larié (10° 29’N-14° 27’E ,altitude 400 m) par exemple se trouve

secteur attenant proche (5 à 10 m d’amplitude altitudinale) lui confère comme au grand plateau, le caractère d’un mini château d’eau mais surtout d’un relief témoin. En effet, tous les petits mayos au Nord de Memeyel sur le mayo Louga prennent leurs sources sur cette butte.

De même, elle voit naître les mayos Talindou et Bembel, respectivement affluents des mayos Boula et Louga. Elle est reliée au reste du plateau par un"pertuis" de 4 km de long.

S’intégrant morphologiquement très bien dans le paysage, tout porte à penser que les matériaux constitutifs du plateau sont des produits d’épandage, liés à la destruction des massifs sous des climats probablement différents de l’actuel.

Seules les analyses des formations superficielles y relatives peuvent fournir des informations à ce sujet.

La coupe y reférente (CAM 2002 – 3) a été relevée à 800 m à l’Ouest de la localité de Djamhoura (N 10° 20’ – E 14° 26’, altitude 423 m) au bord de la piste mènant à Modjom - Bodi. Elle correspond au talus rive gauche de l’une des multiples têtes de vallées aux sources du mayo Louga

Figure 17a. Situation de la coupe de Djamhoura.

Haute de 1,50 m, la coupe se présente comme suit :

Figure 17c. Données morphoscopiques

Figure 17d. Courbes et paramètres granulométrique

Dans la nappe de galets de quartz à la base de la coupe, la taille du centile (11 cm de grand axe) et l’orientation de plus de 60 % d’individus perpendiculairement au lit du mayo démontrent, comme à Méri, que ces galets ont été transportés par des courants fluviatiles turbulents.

La cuirasse ferrugineuse au-dessus du lit de galets serait issue d’une accumulation de fer

niveau de galets sous-berge à la base de la coupe de Méri.(CAM 2002 - 1). Marliac (1986 ; 1991) y a identifié des éclats lithiques datés de l’Acheuléen final (12 000 BP).

Il existe deux types de cuirasses dans l’Extrême-Nord-Cameroun :

- les cuirasses vacuolaires anciennes et limitées cernant généralement les pieds des massifs granitiques sont liées à l’hydromorphie de bas de versant. Les petites cavités centimétriques qu’elles comportent sont liées à la dissolution de certains constituants (granules de quartz…).

Ces vacuoles qui évident le ciment ferrugineux sont parfois comblées de masses terreuses.

- plus étendue à 400 m d’altitude sur le plateau de Doyang, une cuirasse gravillonnaire repose directement sur le socle altéré. Elle appartiendrait à l’auréole cuirassée circum-bassin-tchadien signalée par Marliac et Gavaud (1975), depuis le Tchad jusqu’au Niger. Elle est constituée de grains de quartz agglomérés par un ciment ferrugineux et de concrétions ferrugineuses à cortex brun patiné comme décrit plus haut. Elle affleure parfois dans les secteurs décapés aux pied des inselbergs (à Kaélé) mais aussi au sommet du plateau de Doyang à la faveur du ploiement du socle et de l’érosion active. Elle se présente alors:

- en une dalle qui s’éboule en blocs métriques ; - en de petits plateaux ;

-en chape qui s’enfouit très rapidement sous des colluvions.

Ces cuirasses très altérées, ce qui explique leur couleur ocre très prononcée, se débitent en blocs métriques à partir des talus (front) d’érosion au-dessus des altérites .

Les deux faciès de cuirasse de cette région ont une minéralogie identique, comme peut témoigner la figure 18 ci-dessous. En effet, le résultat de la diffractométrie aux RX portant sur leur comparaison minéralogique montre la superposition nette des deux courbes relatives aux cuirasses vacuolaires prélevée à kaélé (KLCA) et gravillonnaires, prélevée à Mborara sur le plateau de Doyang (DYCA)

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Figure 18. Coparaison minéralogique entre la cuirasse vacuolaire de Kaélé (KLCA) et gravillonnaire du plateau de Doyang (KYCA).

Planche 2. Les deux aspects des cuirasses ferrugineuses du plateau de Doyang Mborora, 8-III-1991( à gauche) ; Péténé, 14-I-2002 ( à droite).

Le paysage du plateau de Doyang est marqué vers le sommet (Péténé, 455 m ; Mborora, 457 m ; Modjombodi, 423 m d’altitude) par des reliques d’une cuirasse ferrugineuse :

- à faciès gravillonnaire avec des vacuoles (photographie de gauche, à Mborora), elle affleure soit en de larges dalles qui s’éboulent en blocs plurimétriques des suites d’un affouillement par érosion regressive des altérites sous-jacentes, soit en de petits plateux présentant des griffures d’érosion et dont la corniche surplombe le bas secteur attenant d’un mètre tout au plus ;

- à faciès bréchique à gros galets de quartz et de morceaux de quartz filonien (photographie de droite, Péténé), elle affleure en chape qui s’éffrite libérant des concrétions ferrugineuses, des granules, des galets et des blocs de quartz hétérométriques.

L’affleurement et surtout le subaffleurement des cuirasses limitent le couvert végétal à un tapis herbacé très clairsemé à graminées et à cypéracées. Le faciès ligneux ne comporte que quelques arbustes épars telsque Anogessus leicarpus nains, Lannea et Balanites aegyptiaca.

La cuirasse gravillonnaire, seule capable de fournir de façon isolée les différents constituants donne les résultats suivants à l’analyse chimique par la méthode triacide(tableau 3 ci-dessous).

Tableau 3. Constitution de la cuirasse gravillonnaire du plateau de Doyang.

Echantillon oxydes % Granules Matrice Perte au feu 8,85 7,60

SIO2 7,70 17,20

AL2O2 13 14,75

Fe2O3 36,50 6

Quartz 31,60 48,20

Total 97,65 93,75

La concentration du fer à échelle locale passe de 6 % dans la matrice à 36,50 % dans les granules. La proportion presque constante en alumine dans les deux composantes (14,75 et 13 % respectivement) prouve qu’elles sont issues d’une même formation originelle. Les granules se seraient donc formés sur place par concentration du fer et par exportation de la silice. En effet, avec 31,60 % de quartz la cuirasse semble le produit de l’évolution des sables mobilisés, avec entraînement de l’argile, des hydroxydes de fer, et individualisation en profondeur, « le terme ultime étant un sol ferrugineux tropical cuirassé», comme a dit PIAS (1962). La cuirasse serait alors liée à un phénomène de battement de nappe.

L’absence des bases telles que magnésie (Mg) et potassium (K) s’explique par des migrations latérales. Connaissant une altération allitique ou latéritique, suivant que l’on considère les granules (Ki = O,59) ou la matrice (Ki = 1,16), cette cuirasse ferrallitique fossilisée par les horizons sablo-limoneux est à mettre à l’actif des conditions climatiques très contrastées avec des périodes plus humides que l’Actuel (Holocène ancien ?).

Le niveau (a) au-dessus de la cuirasse (assise limono-argilo-sableuse de Doyang) renferme des concrétions ferrugineuses éparses en plus des nodules calcaires. Ce sont des granules millimétriques à cortex brun patiné. Quant aux nodules calcaires, elles sont constituées de calcite microcristalline cimentant de petits grains de quartz. Leur pourtour plus clair et finement bosselé encercle un cœur moins consolidé. Leur teneur en calcite ou aragonite (CaCo3) est de 80 % et plus. Les concrétions ferrugineuses, les gravillons de quartz, de manganèse et les nodules calcaires confèrent à la formation une origine colluviale liée à un réseau hydrographique ancien.

Ainsi, après l’induration de la cuirasse, imputable à une phase climatique sèche, il y aurait eu une reprise d’érosion dans un milieu assez couvert, si l’on s’en tient à la taille des particules. L’ensemble est un matériau mal trié (Qdϕ = 1,25) par un fluide de faible énergie (SK = -0,54). Le faciès logarithmique que montre sa courbe cumulative témoigne des sédiments en fin d’évolution, avec un indice d’évolution granulométrique (N) égal à 0.

L’inflexion nette sur cette courbe granulométrique suggère des actions hydrodynamiques puissantes.

Cette assise serait selon toute vraisemblance, comtemporaine au niveau limono – argileusx de Méri (CAM 2002 – 1a et 1a bis). Aussi son sommet raviné traduirait des conditions climatiques contrastées à dominance sèche, correspondantes à celles qui ont prévalu lors de la mise en place du lit gravillonnaire dans les piémonts des Mandara.

L’analyse morphoscopique du matériau montre une proportion considérable de grains de quartz rubéfiés (20 %) et l’état avancé de dissolution de la silice sur les grains de quartz.

Malgré des caractères fluviatiles dominants (80 % du stock), ce matériau montre encore jusqu’à 25 % de grains éolisés. D’ailleurs le poucentage des minéraux lourds (0, 54) est caractéristique d’un tri éolien, ceci probablement postérieurement aux actions fluviatiles.

Toutefois, la courbe granulométrique est très applatie. Elle revèle en fait 2 stocks ; un d’argile et limon (< 50 µm = 42 %) et un de sables (48 %). Ce dernier contient jusqu'à 45 % de sables fins (50 µm < φ < 200 µm). Le stock de matériaux fins (fines< 50 µm et sables fins = 87 %) est donc dominant.

broutage (« chattermarks ») : indice de friction et / ou traces de chocs provoqués par un déplacement désordonné du grain de sable dans des tourbillons de poussières au cours de la déflation ou lors du transport fluviatile. Ces figures de broutage caractérisent des milieux turbulents de forte énergie) liés aux évolutions mécaniques antérieures (fluviatile : polissage, puis éoliennes : le terme de l’émoussé maximal étant la forme arrondie des grains.(Planche 3 ci-dessous).

Planche 3. Exoscopie des grains de quartz prélevés dans l’assise argilo-limono-sableuse de Doyang à Djamhoura (N 10° 20’ – E 14° 26’, altitude 423 m)

1 : grain de quartz émoussé, présentant des traces de dissolution profondes ; précipitation de silice dans les dépressions.

2 : un feldspath émoussé à actions chimiques prédominantes postérieures au façonnement du grain.

3 : feldspath arrondi, à pellicule de silice corrodée par la dissolution.

4 : grain de quartz émoussé ovoïde, enveloppé d’une pellicule de silice dissoute par endroits.

Le micro–litage du niveau (b) peut être lié aux effets éoliens à la surface des dépôts, mais surtout aux actions fluviatiles comme peut d’ailleurs témoigner les données morphoscopiques soit 80 % du stock. Ce sont des sédiments très fins (Médiane = 88 µm) bruts (courbe granulométrique linéaire à tendance parabolique), transportés sur très courte distance d’où leur mauvais triage (Qd ϕ = 0,55). Ceci dénote un décapage survenu sur un terrain depuis longtemps desséché et dénudé, un processus propre aux conditions climatiques de types semi–arides.

Les taches rouilles d’hydromorphie du niveau (c) traduisent une évolution chimique ou pédologique (N = 0,04). Cette phase d’altération dont les traces se retrouvent jusque dans

Traces de dissolution

1 2

3 4

Le niveau (d) rappelle la base du niveau précédent, caractéristique d’héritages de conditions climatiques semi–arides. En effet, malgré les caractètères morphoscopiques fluviatiles dominants (70 % du stock), on décèle encore très bien les traces d’action concurrentes des eaux de ruissellement (indice d’évolution N = 0,07) et des vents (12 % de grains de quartz éolisés). Ces remaniements ont conduit à un mélange de stocks d’où le le mauvais triage de ces sédiments (Qdϕ = 0,97). On peut alors penser à un dépôt fluviatile forcé.

Les formations superficielles de la pseudo-pédiplaine de kaélé–Mindif et du plateau de Doyang portent des sols ferrugineux tropicaux bien drainés, des sols lessivés planosols et des vertisols (Brabant et Gavaud, 1985).

Les premiers, dans le secteur de Gadja au Sud de Moulvouday sont des sols jeunes sur des sables argileux sous savane boisée et steppe à Lannea spp.

Les seconds, tout autour de la ville de Mindif, à pédo-climat et localement à faciès dégradé, sont constitués d’argile gonflante vertique et gleyeuse. Ils sont originellement sous couvert d’une savane arborée à Anogeissus leicarpus, remplacée actuellement par des cultures et des friches à Balanites aegyptiaca.

3.2.3.3. L’ORIGINE DES MATERIAUX CONSTITUTIFS DE L’ASSISE LIMONO-