Sommaire de la monographie

Chapitre 1
FACTEURS GEOGRAPHIQUES CONDITIONNELS DU REGIME

L'Oubangui est l'un des principaux tributaires du fleuve Congo. Il prend son nom à la jonction de deux rivières : l'Uele (appelé également Ouellé ou Makoua) et le Mbomou (dit encore Bomu ou Kengou), entre Ouango et Limassa. En ce point, l'Oubangui est à 1 100 km de son confluent avec le Congo, mais l'ensemble Uele-Oubangui dépasse 2 200 km de longueur.

Le confluent avec le fleuve Congo est à l'altitude 304 m, d'après un point coté de la carte IGN au1/200 000, altitude déterminée très probablement par nivellement barométrique (donc à quelques mètres près).

L'Uele, dont le cours est entièrement zaïrois, est le principal tributaire de l'Oubangui. Il prend sa source vers 1 700 m d'altitude, sur l'interfluve Congo-Nil. Sa longueur est de l'ordre de 1 170 km.

Le Mbomou a une longueur de 966 km. Il prend sa source à la frontière entre le Soudan, le Zaïre et le Centrafrique, à une altitude d'environ 720 m.

1.1. Situation et cartographie

Le bassin de l'Oubangui est en majorité situé au Centrafrique (Figure 1.1). Pour une superficie totale de 643 900 km2, 254 800 se situent au Zaïre (soit 39 %), 37 900 au Congo (6 %) et 352 000 au Centrafrique, soit 55 %. L'estimation des 643 900 km2 est en accord tant avec une évaluation de J.P. Thiébaux (637 500 km2) qu'avec celle de l'Agence transcongolaise des communications (1973) qui indique 655 000 km2. Par contre, avec ses 775 000 km2, l'évaluation de P. Vennetier, en 1965, est surestimée, de même que celle donnée par l'" Annuaire hydrologique du Congo belge et du Ruanda-Urundi  " et qui serait, elle aussi, de cet ordre de grandeur.

Le bassin s'étend de la latitude 00° 30' sud à 09° 16' nord, tandis qu'en longitude il va de 015° 35' est à 030° 57' est.

Pour la partie du bassin située au Centrafrique et au Congo, les documents topographiques sont :

Pour le Zaïre, les documents disponibles sont :

Figure 1.1
Carte de situation.

Pour la détermination des facteurs physiques, nous avons employé le plus possible les cartes au 1/200 000 pour la mesure de la superficie des bassins. Les autres paramètres ont été mesurés sur la carte oro-hydrographique au 1/1 000 000 et sur les cartes au 1/2 000 000 pour la partie zaïroise.

1.2. Forme, surface, relief

Le bassin de l'Oubangui présente une forme allongée dont la partie amont est orientée est-ouest tandis que la partie aval s'incurve vers le sud un peu en amont de Bangui.

La longueur du bassin est d'environ 1 800 km tandis que sa largeur moyenne serait de l'ordre de 500 km.

Il faut noter la très nette dissymétrie entre rive gauche et rive droite. La largeur du bassin en rive gauche est bien souvent inférieure à 50 km, descendant même à 18 km au droit de Mobaye. En rive droite, cette largeur varie entre 100 et 480 km.

Le relief est peu marqué :

En fait, l'Oubangui et ses affluents drainent une succession de plateaux limités par trois zones de relief plus accentué.

La première est située en prolongement des Monts Bleus, dans la partie amont de l'Uele, le long de l'interfluve Congo-Nil. C'est l'extrémité la plus orientale du bassin, en bordure du rift africain. Là se trouve le point le plus élevé de tout le bassin oubanguien : d'après la carte aéronautique ONC-L5, son altitude serait de 1 796 m (02° 31' nord-030° 45' est). Il est à noter que, sur l'Atlas universel, publié conjointement par le journal Le Monde et le Sélection du Reader's Digest, ce point culminant serait le mont Alexia, d'altitude 1 727 m (02° 30' nord, 030° 32' est). Mais ce sommet ne figure sur aucune autre carte ou atlas. Il est bien probable qu'il s'agisse du même culminant, l'écart entre les deux positions géographiques n'étant que de 24 km.

Figure 1.2
Bassin de l'OUBANGUI relief et hydrographie.

La seconde zone de relief se situe au nord-est du bassin, à la limite de l'interfluve Congo-Nil et Congo-Chari : c'est le massif du Dar Chala, avec quelques sommets d'altitude supérieure à 1 000 m dont le mont Ngaya (1 323 m), le Djébel Ramboukindi (1 030 m), le mont Gaouara (1 025 m) et plus à l'est le mont Abourassein (1 113 m).

La dernière zone se situe au nord-ouest, dans la région de Bouar. Elle limite le cours amont de la Lobaye (source vers 1 040 m) avec un point culminant d'altitude 1 085 m. Cette zone marque la limite est de la continuation du massif de l'Adamaoua.

Entre Bouar et le massif du Dar Chala, Boulvert Y. (1987) signale une erreur topographique reportée d'atlas en atlas : il n'existe pas, à l'ouest du col Quijoux (route Ouadda-Birao) de "massif des Bongo culminant à 1 400 m", seulement à cet endroit un plateau d'altitude voisine de 950 m.

La prédominance des plateaux n'empêche pas l'existence, sur les rivières, de zone de rapides. Tel est le cas de l'Oubangui, du Mbomou, de la Kotto, de la Mpoko, de la Mbali, de la Lobaye, etc.

Le bassin de l'Oubangui a été décomposé en 25 bassins, chacun correspondant à une station hydrométrique de longue durée (23 années d'observation en moyenne).

Pour chaque bassin, on a calculé :

L'ensemble des résultats est donné par le tableau 1, avec en plus les altitudes maximales et minimales.

En conclusion nous voyons que sur 25 bassins, 16 d'entre eux ont un coefficient de forme supérieur ou égal à 1,50, dont 3 supérieur à 1,80. Le coefficient de forme du bassin de l'Oubangui à son confluent avec le Congo atteint même la valeur de 2,05. Pour les 9 autres bassins un peu plus compacts, nous noterons le Mbokou à Obo, avec un coefficient de 1,20, suivi par la Bangui-Kété à Alindao (1,24).

Les altitudes moyennes sont peu élevées : elles sont comprises entre 446 m (Lessé à Bombé) et 840 m (Pipi à Ouadda). Nous avons affaire, ici, à des bassins dont la caractéristique de pente se rapproche des bassins du Chari plutôt que de ceux des rivières camerounaises. L'indice global de pente est, dans la plupart des cas, inférieur à 1 m/km. Quant à l'indice de Roche, il est toujours inférieur à 0,01.

Au vu de ces faibles pentes, les débits spécifiques de crue ne seront pas très importants.

1.3. Réseau hydrographique

Pour ce paragraphe, nous reprendrons en très grande partie le texte de Boulvert Y. (1987) qui accompagne la notice explicative de sa carte oro-hydrographique.

Il faut distinguer dans le cours de l'Oubangui trois grandes divisions : l'Oubangui supérieur, moyen et inférieur.

L'Oubangui supérieur est représenté par le Mbomou, l'Uele et leurs affluents.

Le cours moyen commence au confluent Mbomou-Uele et se termine au confluent Oubangui-Lobaye, juste à l'aval du seuil de Zinga. Il ne reçoit presque uniquement que des affluents de rive droite dont les principaux sont la Kotto, la Ouaka, la Mpoko et la Lobaye. En aval de Zinga, l'Oubangui rejoint le Congo à travers une forêt marécageuse et un dédale d'îles : c'est le Bas Oubangui (Oubangui inférieur), sans aucun tributaire important.

Tableau 1

Caractéristiques de forme des bassins

1.3.1. L'Oubangui supérieur

1.3.1.1. Le Mbomou et ses affluents

Le Mbomou est, avec l'Uele, l'affluent constitutif de l'Oubangui. Avec ses multiples méandres, il atteint une longueur de 966 km. Il prend sa source, vers 720 m d'altitude, au pied de la borne frontière 755, à la limite du Soudan, du Zaïre et du Centrafrique près de la ville soudanaise d'Ezo. Son cours est orienté est-ouest.

À Kadjéma, il reçoit en rive gauche le Mbokou, de longueur similaire : 235 km au lieu de 242 au confluent, ce qui avec une dénivelée de 144 m, représente une pente moyenne de 0,61 m/km puis la Kéré, longue de 171 km (pente moyenne 0,91 m/km), toujours en rive gauche.

Ensuite vient son confluent avec le Bakalé, en rive droite, puis le Gwane en rive gauche. Dans cette partie, le Mbomou pourrait être encore navigable pour des embarcations de faible tirant d'eau : la mission Marchand l'avait emprunté pour rejoindre le Nil à Fachoda, via le Bahr El Ghazal (Soudan).

À Dembia, il reçoit la Ouara (ou Wura), longue de 528 km, elle-même grossie de la Ngoangoa, longue de 264 km (pente moyenne 0,83 m/km). Rivières de régime temporaire dans leur partie amont, elles coulent tout d'abord en sens opposé, parallèlement à la frontière soudanaise. Jusqu'à environ 35 km du confluent avec le Mbomou, la Ouara a un profil d'équilibre presque parfait (Gerard J.et Mestraud J.L., 1958) mais sa partie aval est parsemée de seuils rocheux en suite presque ininterrompue. La pente de la Ouara est de 0,58 m/km en amont de son confluent avec la Ngoangoa et seulement 0,19 m/km en aval.

En aval de Dembia, le Mbomou traverse quelques seuils rocheux, avant d'être rejoint par le Chinko, de cours nord-sud. Il importe de signaler une erreur de toponymie sur la carte IGN, qui baptise Chinko un de ses affluents. La rivière dénommée Pape correspond au véritable Chinko.

Le cours du Chinko, long de 658 km, a été en grande partie suivi en 1911 par le capitaine Jacquier qui en détermina la source permanente à environ 910 m sur l'interfluve Congo-Nil.

Le Chinko, après un parcours de 296 km, reçoit le Botou (longueur 164 km, pente moyenne 1,04 m/km) en rive droite puis le Vovodo (longueur 363 km, pente moyenne 0,70 m/km) en rive gauche. Ensuite son cours est entrecoupé de rapides jusqu'à Rafaï et même jusqu'à son confluent.

Figure 1.3
Hypsométrie de quelques bassins oubanguiens.

Figure 1.4
Profil en long de l'OUBANGUI et de quelques affluents.

La pente moyenne du Chinko est de 0,64 m/km. Cette pente décroît comme suit :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

15

 

8

   
 

2,4

 

55

   
 

0,38

 

296

 

Confluent avec le Botou

 

0,23

 

518

 

Confluent avec le Vovodo

 

0,25

 

636

 

Rafaï

 

0,18

 

658

 

Confluent du Mbomou

Le Mbomou franchit ensuite quelques rapides, puis entre dans le domaine de la forêt dense dite du Mbomou et atteint la ville de Bangassou, à 870 km de sa source. Une vingtaine de kilomètres plus loin, il reçoit le Mbari, en rive droite, dont le cours est long de 426 km. Cette rivière prend sa source vers 720 m d'altitude. Elle reçoit à gauche la Ganga, à droite le Kobou puis le Zako (longueur 156 km, pente moyenne 1,08 m/km). La pente moyenne du Mbari est de 0,57 m/km.

Après le confluent du Mbari, vient une série de rapides dont l'un a été baptisé "chutes Hanssens" en 1890, du nom du premier explorateur qui découvrit l'Oubangui le 18 avril 1884.

Un peu plus loin, le Bili rejoint le Mbomou en rive gauche. Cette rivière est entièrement dans le territoire zaïrois. Elle coule est-ouest. Son cours mesure 425 km, avec une pente moyenne de 0,76 m/km.

Une vingtaine de kilomètres plus bas se situe le confluent avec l'Uele et le début de l'Oubangui proprement dit.

La pente moyenne du Mbomou est de 0,34 m/km. Elle diffère suivant les tronçons de son cours :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

3,45

 

11

   
 

0,45

 

242

 

Confluent du Mbokou

 

0,19

 

352

 

Confluent du Kéré

 

0,07

 

488

 

Zémio

 

0,17

 

892

 

Confluent du Mbari

 

1,46

 

938

 

Ouango

0,18

 

966

 

Confluent avec l'Uele

Le profil d'équilibre paraît atteint depuis la source jusqu'au confluent du Mbari, mais il ne l'est plus en aval des rapides (Chutes Hanssens).

1.3.1.2. L'Uele

Tout comme le Bili, l'Uele est entièrement situé en territoire zaïrois. L'importance respective des débits de l'Uele et du Mbomou fut au cur de la rivalité coloniale franco-belge (Boulvert Y., 1985), il y a bientôt un siècle. En effet, premiers parvenus au confluent, avec Van Gele, les Belges s'efforcèrent de faire croire que le cours amont de l'Oubangui était le Mbomou et non l'Uele. L'envoyé français V. Liotard voulut démontrer qu'il n'en n'était rien en comparant les deux rivières. Les 21 et 24 avril 1892, il indique pour chaque rivière un débit de 751-758 m3/s pour l'Uele et de seulement 676-455 m3/s pour le Mbomou.

Pour V. Liotard, l'Uele est bien la branche mère de l'Oubangui.

En fait, lors de la convention franco-belge de 1894, les Belges, premiers occupants, feront admettre la frontière sur le Mbomou et on ne cherchera plus à comparer le débit des deux rivières. Nous verrons plus loin, dans cette monographie, que V. Liotard avait vu juste.

L'Uele, qui prend sa source vers 1 700 m d'altitude, a une longueur de 1 170 km. Son cours amont, jusqu'à Dungu (soit à 350 km de sa source) prend le nom de Kibali. La variation de la pente du Uele est la suivante :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

30

 

10

   
 

10

 

30

   
 

3,77

 

83

   
 

1,38

 

228

   
 

0,49

 

350

 

Dungu

 

0,40

 

450

   
 

0,37

 

720

   
 

0,43

 

950

   
 

0,48

 

1170

 

Confluent avec le Mbomou

Le principal tributaire de l'Uele est, en rive droite, l'Uere, long de plus de 400 km. Depuis ce confluent, il présente jusqu'à sa jonction avec le Mbomou, 370 km plus loin, un bassin versant particulièrement étroit d'environ 40 km de large.

1.3.2. Le Moyen Oubangui

1.3.2.1. L'Oubangui proprement dit

Comme nous l'avons déjà dit plus haut, son cours est marqué par l'inexistence d'affluents conséquents en rive gauche.

La confluence Mbomou-Bili-Uele est caractérisée par des types d'eaux totalement différents sur chacune de ces rivières. Les photographies aériennes de l'IGN (008-009 de la Mission Bangassou NB34 V-1955-1956) montrent un banc de sable, l'île Bonzo, juste en aval du confluent. On note que les eaux du Uele, d'aspect gris foncé sur la photographie, encadrent cette île et repoussent vers le nord les eaux du Mbomou d'aspect gris plus clair. Les eaux du Bili apparaissent très sombres, probablement en raison de l'abondance des suspensions organiques, son bassin étant en grande partie situé en zone forestière. Les transports en suspension sont ainsi floculés et se déposent. Ces eaux forment un liséré, de largeur décroissante 100 m, 50 m ... séparant, sur plusieurs kilomètres en aval du confluent, les eaux de l'Uele de celles du Mbomou. Nous retrouvons ici, à une échelle bien plus modeste, ce que l'on observe spectaculairement sur l'Amazone au confluent Rio Negro-Rio Solimoes où les eaux noires du premier mettent plus d'une centaine de kilomètres pour se mélanger aux eaux chargées du second.

Avant de bifurquer vers le sud à Bangui, l'Oubangui suit une direction grossièrement est-ouest. La pente est faible, sa vallée présente après le confluent avec la Kotto, à Limassa, deux importants rétrécissements aux rapides de Satéma et de Mobaye.

Il s'infléchit vers le nord-ouest, reçoit la Bangui-Kété puis la Ouaka. Bientôt son cours s'oriente au sud-est. Il laisse au nord de cette "boucle" une plaine herbeuse parsemée de quelques rôniers. Cette plaine de Diguili, large de 1 à 4 km, s'allonge sur près de 40 km, parallèlement à la rivière. Il s'agit là d'un ancien bras comblé par les alluvions sableuses ; certains ont pu y voir les traces d'un ancien lac central (lac Liba ou Fiba).

Ce brutal changement de direction de l'Oubangui fait ressortir de temps à autre l'hypothèse (Borgniez G., 1935) d'un ancien déversement vers le Chari ou d'une capture de l'Oubangui par un petit affluent de la Mpoko (Wauters A.J., 1894-1914) à travers les rapides de Bangui-Zongo.

L'Oubangui reçoit la Kémo à Possel, puis l'Ombella avant d'entrer dans une zone de défilés ; son lit se rétrécit à seulement 400 m à Palambo. Vient ensuite une série de rapides dont les plus importants sont, de l'amont vers l'aval, ceux de Mokangé, de l'Éléphant et enfin ceux de Bangui-Zongo.

C'est au droit des rapides de Bangui-Zongo qu'un poste fut fondé en juin 1889, il fut baptisé par A. Dolisie du nom de " Bangui " qui signifie, en langue bobangui : " les Rapides ".

À la sortie de Bangui, l'Oubangui reçoit la Mpoko, grossie de la Pama. Obliquant plein sud, il pénètre dans un appendice de la plaine congolaise et rencontre son ultime obstacle à Zinga. Aussitôt après, il reçoit son dernier gros affluent, la Lobaye.

Le cours du Moyen Oubangui a une longueur de 638 km. Sa pente moyenne est de 0,10 m/km, qui se décompose en divers tronçons :

Distance (km) à l'origine

Pente (m/km)

 

0

 

Confluent Mbomou-Uele

 

0,04

 

45

   
 

0,10

 

84

   
 

0,09

 

151

 

Mobaye

 

0,06

 

327

   
 

0,19

 

417

 

Possel

 

0,17

 

447

   
 

0,16

 

532

 

Bangui

 

0,03

 

611

 

Zinga

 

0,22

 

638

 

Confluent avec la Lobaye

1.3.3. Les affluents du Moyen Oubangui

1.3.3.1. La Kotto

La Kotto (appelée aussi Kouta ou Kota) a un cours de 882 km de long. Elle prend sa source à 1 000 m d'altitude dans le massif du Dar Chala, où elle n'a été localisée qu'en 1924 par la Mission Grossard-Pearson alors que son embouchure avait été repérée dès janvier 1888 par Van Gele.

Dirigé vers le sud, son cours, d'abord sinueux, se heurte à une succession de seuils.

Après les apports du Kawadjia (longueur 131 km, pente moyenne 2,37 m/km) et de la Koumou (longueur 114 km, pente moyenne 3,32 km) elle reçoit la Pipi (longueur 182 km, pente moyenne 1,76 m/km). Puis elle est rejointe par le Njii (longueur 238 km, pente moyenne 0,66 m/km) et, avant Bria, par la Boungou (longueur 282 km, pente moyenne 1,13 m/km).

Entre Bria et Ira-Banda, la vallée, orientée nord-sud, est large mais ensuite plusieurs étranglements rocheux l'entrecoupent d'accidents : chutes de Ngolo, couloir du Lindiri, rapides de Mboutou et enfin chutes de Kembé, pour ne citer que les principaux. Les chutes de Kembé, avec leurs vingt mètres de dénivellation, ont fait depuis longtemps l'objet d'études pour une utilisation hydro-électrique.

La pente moyenne, sur les 882 km, est de 0,69 m/km. En fait, elle se répartit ainsi dans les divers tronçons :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

5,8

 

20

   
 

1,39

 

189

   
 

0,56

 

257

   
 

0,40

 

341

   
 

0,21

 

419

   
 

0,51

 

486

   
 

0,16

 

596

   
 

0,36

 

652

   
 

0,58

 

772

   
 

1,37

 

807

 

Kembé

 

0,12

 

882

 

Confluent avec l'Oubangui

Ces diverses fluctuations de pente indiquent que la Kotto convient mieux aux aménagements hydro-électriques qu'à la navigation.

1.3.3.2. La Bangui-Kété

La Bangui-Kété (ou Bangui-Kette ou Bangi Kette) prend sa source au nord-ouest de Mingala, vers 560 m d'altitude. Près de Gounouman, elle reçoit l'Euwou, puis traverse la ville d'Alindao, avant de rejoindre l'Oubangui après un parcours de 232 km. Sa pente moyenne est de 0,8 m/km. Son profil d'équilibre est pratiquement atteint en amont d'Alindao.

1.3.3.3. La Ouaka

La Ouaka a un cours moins long et moins complexe que celui de la Kotto. Elle prend sa source vers 650 m, au sud-ouest du plateau d'Ouadda. Coulant d'abord vers le sud-ouest, elle oblique ensuite vers le nord-nord-ouest dans la direction du Koukourou, donc du bassin tchadien. Il est possible que la Ouaka se soit autrefois déversée dans cette direction (Bessoles B., 1962), (Borgniez G., 1935).

Elle reçoit en rive droite la Youhamba, de 95 km de cours (pente moyenne 2,5 m/km) et se dirige ensuite vers le sud, après avoir reçu l'apport de la Baidou, de 221 km de longueur (pente moyenne 0,95 m/km). La Baidou reçoit, avant son confluent, les apports de la Kouchou puis de la Youngou.

La Ouaka traverse Bambari. Ensuite sa vallée s'élargit et elle se jette dans l'Oubangui après un cours de 611 km. Sa pente moyenne, 0,47 m/km, décroît régulièrement de l'amont vers l'aval :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

1,6

 

14

   
 

1,4

 

46

   
 

0,37

 

129

   
 

0,36

 

300

 

Bakala

 

0,40

 

385

 

Bambari

 

0,23

 

611

 

Confluent avec l'Oubangui

1.3.3.4. La Kémo

Cette rivière est formée de la réunion de la Kouma et de la Tomi. Le cours proprement dit de la Kémo n'est que d'une dizaine de kilomètres. La Kouma est longue de 258 km. Sa source est à environ 600 m d'altitude et sa pente moyenne 1 m/km. Cette pente décroît progressivement de 5,6 m/km à 0,56 m/km.

La Tomi, qui passe à Sibut, a sa source vers 570 m. Elle est longue de 198 km, avec une pente moyenne de 1,1 m/km. La pente de cette rivière décroît régulièrement et la Tomi semble assez proche de son profil d'équilibre.

1.3.3.5. L'Ombella

Appelée Yambélé dans sa partie amont, cet affluent de l'Oubangui prend sa source vers 600 m d'altitude. Elle reçoit le Bomi, traverse la route Damara-Sibut et divague dans un flat marécageux, souvent boisé, avant de rejoindre l'Oubangui. Longue de 180 km, sa pente moyenne est de 1,4 m/km. Comme la Tomi, l'Ombella est assez proche de son profil d'équilibre.

1.3.3.6. La Mpoko

La Mpoko prend sa source à 80 km au nord-nord-ouest de Bossembélé, vers 690 m d'altitude. Elle coule d'abord vers le nord, en direction de l'Ouham, mais un brusque changement, d'origine structurale, l'entraîne vers l'est-sud-est. Elle reçoit l'apport du Vélembou et oblique vers le sud, puis reprend la direction sud-est, dans le prolongement de son petit affluent, le Boué. Ensuite son cours s'encaisse et se trouve entrecoupé par une succession de rapides. Après avoir franchi la route Bangui-Bossembélé, elle va recevoir l'apport de la Pama et se jeter dans l'Oubangui à l'aval immédiat de Bangui.

Longue de 350 km, la Mpoko a une pente moyenne de 1 m/km. Les variations de la pente de cette rivière sont :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

12,5

 

4

   
 

1,5

 

27

   
 

0,8

 

214

   
 

2,7

 

239

   
 

0,16

 

305

 

Route Bangui-Bossembélé

 

0,22

 

350

 

Confluent avec l'Oubangui

1.3.3.6.1. La Pama

La Pama, principal tributaire de la Mpoko (et, nous le verrons au chapitre 5, d'un débit annuel supérieur à la Mpoko), prend sa source vers 740 m, au sud de Yaloké. Elle coule d'abord vers le sud-est, puis une succession de rapides précédés d'une première chute de 5 m la fait obliquer vers le sud. À une centaine de kilomètres de sa source, elle s'incurve vers l'est et franchit une succession d'arêtes rocheuses. Elle reçoit l'apport de la Mbi. Son cours, d'aspect très contourné en méandres, prend de l'ampleur en lisière de la forêt dense humide. Elle reçoit la Mbali puis se jette dans la Mpoko.

Son cours, long de 236 km, a une pente moyenne de 1,66 m/km. La pente de cette rivière varie comme suit :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

7,1

 

7

   
 

1,95

 

48

   
 

6,7

 

54

   
 

4,3

 

76

   
 

1,5

 

120

   
 

0,7

 

163

 

Confluent de la Mbi

 

0,18

 

207

 

Confluent de la Mbali

 

0,31

 

236

 

Confluent avec la Mpoko

1.3.3.6.2. La Mbi

Elle prend aussi naissance près de Yaloké, vers 790 m d'altitude. À 110 km de sa source, elle tombe spectaculairement de 57 m. Longue de 200 km, sa pente moyenne est forte : 2,1 m/km. Les variations de la pente de la Mbi sont :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

10,0

 

7

   
 

0,8

 

90

   
 

0,21

 

109

 

Chutes

 

4,55

(dénivelée : 57 m)

153

   
 

1,7

 

200

 

Confluent avec la Pama

1.3.3.6.3. La Mbali

La Mbali (ou Lim) prend sa source vers 720 m. Son cours, dirigé d'abord vers le nord-est, s'infléchit progressivement vers le sud-est. À 190 km de sa source, elle tombe, en plusieurs chutes, de 120 m (Boali I et surtout Boali II). Ces chutes ont été aménagées pour la fourniture d'une bonne partie de l'électricité de la ville de Bangui. Un barrage vient d'être construit, à l'amont des chutes, pour soutenir un débit d'étiage souvent déficient.

Après un cours de 275 km, la Mbali se jette dans la Pama. Sa pente moyenne est de 1,35 m/km. La pente du cours d'eau varie comme suit :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

3,6

 

11

   
 

0,72

 

178

   
 

5,0

 

186

 

Amont des Chutes

 

10,9

 

195

 

Aval des Chutes

 

0,63

 

275

 

Confluent avec la Pama

1.3.3.7. La Lobaye

C'est la plus régulière des rivières du bassin oubanguien. L'orientation de son cours est nord-ouest-sud-est. Elle prend sa source tout près de Bouar, vers 1 040 m d'altitude et porte le nom de Bali jusqu'à Baoro. Sur ce tronçon, son cours est d'abord franchement torrentiel, puis se stabilise un peu. Après quelques rapides (à 78 km de sa source), elle coule dans une large vallée en forme de U.

La Lobaye reçoit, en rive gauche, la Toubaye (longueur 88 km, pente moyenne 5,1 m/km), la Losi (longueur 74 km, pente moyenne 3,45 m/km), puis la Topia (longueur 120 km, pente moyenne 2,4 m/km), en rive droite.

Après son confluent avec la Topia, la Lobaye présente quelques seuils rocheux avant de s'assagir à nouveau au sud du 4ème parallèle, sous couvert forestier.

Elle reçoit, en rive droite, la Mbaéré (ou Gbali), dont le cours est long de 272 km, avec une pente moyenne de 1,6 m/km. La Mbaéré est grossie du Bodingué. Ces deux rivières, ayant atteint leur profil d'équilibre, coulent dans une plaine marécageuse large de plus de 2 km.

La Lobaye, au lieu de continuer son chemin sud-sud-est pour rejoindre la Likouala-aux-Herbes (comme on le croyait au début du siècle) ou la Tokele-Ibenga, oblique brusquement vers l'est. Là commence une succession de chutes et de rapides jusqu'au sud de Mbaiki.

Elle rentre ensuite dans la grande plaine oubanguienne et devient navigable jusqu'à l'Oubangui où elle se jette à la pointe Germanie, dont le nom évoque l'occupation allemande de 1912 à 1914.

Notons enfin une hypothèse relevée par S. Pieyns sur une publication probablement belge : autrefois la Mambéré (affluent de la Sangha) eut été un tributaire de la Lobaye. Elle aurait été capturée par la Sangha suite aux variations du niveau du fleuve Congo au Stanley Pool.

La Lobaye a un cours de 538 km, d'une pente moyenne de 1,25 m/km. La pente de ce cours se répartit comme suit :

Distance à la source (km)

Pente (m/km)

 

0

 

Source

 

17

 

14

   
 

2,4

 

64

   
 

5,8

 

78

   
 

3,3

 

90

   
 

0,82

 

157

 

Zaoro-Yangua

 

0,37

 

278

 

Kédingué-Yawa

 

0,57

 

378

 

Confluent de la Mbaéré

 

0,73

 

460

   
 

0,17

 

498

 

Mbata

 

0,16

 

538

 

Confluent avec l'Oubangui

1.3.4. Le Bas Oubangui

Peu après le confluent de la Lobaye, l'Oubangui sépara les territoires congolais et zaïrois. Il y est bientôt, vers le 2è parallèle nord, bordé par une forêt marécageuse et entre au cur de la cuvette congolaise. Son lit est encombré de bancs de sable qui rendent la navigation difficile surtout en basses eaux. L'équateur franchi, il se jette dans le Congo (ou Zaïre) à travers un dédale d'îles.

La longueur du Bas Oubangui est de 470 km avec une pente de 0,06 m/km.

1.4. Géologie du bassin de l'Oubangui-Uele

1.4.1. Introduction : Historique - Généralités

La géologie du bassin de l'Oubangui restait totalement inconnue il y a un siècle encore. Progressivement, des échantillons furent ramenés par des explorateurs, des officiers ou des administrateurs qui les firent examiner par des spécialistes. Citons L. Lacoin (1903), F. Foureau (1905), H. Courtet (1907), J. Cornet (1909) ... Du côté zaïrois, les premières explorations géologiques sont celles de J. Henry (1899, 1900) puis Preumont dans l'Ituri-Uele. Les premiers essais de synthèses y sont dues à P. Fourmarier (1932), L. Cahen et J. Lepersonne (1951), J. Lepersonne avec G. Trottereau (1974). Des travaux complémentaires ont été effectués par le B.R.G.M. dans l'Équateur (P.M. Thibaut, 1983) et l'Uele (inédit).

De la même façon, la cartographie dans l'ex-A.E.F. a donné lieu à des approximations successives depuis E. Loir (1918), M.E. Denaeyer et Carrier (1928, 1935), P. Legoux et Hourcq (1943), M. Nickles (1952), G. Gérard (1958). Pour le Centrafrique plus particulièrement, la présentation sera effectuée à partir de la synthèse de J.L. Mestraud (1963), Mestraud et Bessoles (1982) complétée par le C.E.A. mais aussi J.L. Poidevin (1977 et à paraître), M. Cornacchia et L. Giorgi (1986), Cornacchia et al (1990) C. Censier (1989). À l'échelle de l'Afrique, il ne faut pas omettre de rappeler les cartes de synthèse au 1 : 5 000 000 édiées par l'Unesco en 1968 et 1982 (J. Sougy en dirigeait le comité de rédaction).

En première approximation, les parties basses du bassin de l'Oubangui constituent une portion de la cuvette congolaise formée de ceintures annulaires de dépôts sédimentaires étalées du Mésozoïque au Quaternaire. Les parties hautes du bassin reposent sur la dorsale précambrienne qui sépare les trois grands bassins africains : Congo-Tchad-Nil. Les diverses unités géologiques seront présentées régionalement à partir des synthèses de J.L. Mestraud et de J. Lepersonne, complétées des apports récents.

On peut voir qu'en un demi-siècle, les interprétations du Précambrien ont largement varié. À la conception de bouclier africain continu, s'est substituée la notion de cratons multiples séparés par des ceintures orogéniques plissées résultant de longues sédimentations dans les géosynclinaux occupant les zones mobiles intermédiaires. Citons les orogenèses éburnéenne (1850 250 MA), kibarienne (1200 100 MA) ou panafricaine (550 100 MA). En fait il peut exister des noyaux archéens (2500 à 2800 MA) ou catarchéens (> 3000 MA) résiduels, non ou peu touchés par les orogenèses successives. Les radio-datations doivent progressivement permettre de résoudre ce problème complexe. En attendant, les méthodes de radio-datations ont évolué et il importe de bien savoir ce que l'on mesure : minéral, roche, âge du dépôt, âge du métamorphisme.

1.4.2. Géologie de la partie centrafricaine du bassin Oubanguien

1.4.2.1. Formations de couverture

Dans la première synthèse géologique du Centrafrique, J.L. Mestraud (1963), Mestraud et Bessoles (1982) évoque des dépôts quaternaires alluviaux mais n'en représente pas pour le bassin oubanguien, entièrement constitué par le socle précambrien, à l'exception de deux placages de grès mésozoïques, horizontaux et non métamorphiques. L'un formé par les grès de Carnot-Berbérati représente l'appendice septentrional de dépôts largement répandus dans la cuvette congolaise. Ces plateaux gréseux se situent à cheval sur les bassins de la Sangha et de la Lobaye, rivière profondément incisée au travers, souvent jusqu'au socle. Cette série fluvio-lacustre de grès fins à moyens, à stratifications entrecroisées, serait recouverte localement de sables et limons sableux de teinte beige et d'origine éolienne probable. La série correspondante dite des "plateaux de Bambio" se poursuivrait au nord Congo où elle serait l'homologue de la série des plateaux Batékés, reliée au Continental Terminal et par conséquent cénozoïque.

De la même façon, sur une superficie équivalente de 30 000 km2,une bonne partie du bassin supérieur de la Kotto, au nord du bassin oubanguien est recouverte par les placages gréseux de Mouka-Ouadda, dont l'extrémité N.W. se rattache au bassin tchadien. Essentiellement constitués de grès blancs ou ocre, à ciment kaolineux et à stratifications entrecroisées, ces grès mésozoïques comportent également des bancs grossiers à galets de quartz ou quartzites et, au sommet, une carapace latéritique. Contrairement au plateau de Carnot, l'ensemble est massif, les rivières y sont peu incisées, même la Kotto. L'ensemble de ces grès est profondément altéré en sables, perméables par conséquent. Aussi ces deux plateaux gréseux constituent-ils deux réservoirs hydro-géologiques essentiels pour le bassin oubanguien.

1.4.2.2. Socle précambrien. Groupe supérieur

J.L. Mestraud relate les interprétations successives de la constitution du socle précambrien au Centrafrique. En 1964 on reconnaissait une distinction essentielle entre un "groupe supérieur" ou Précambrien A couvrant près de 50 000 km2 dans le bassin oubanguien centrafricain et un complexe de base ou précambrien D, couvrant 235 000 km2 dans ce même bassin. Ce groupe supérieur se présente sous l'aspect de "bassins" relativement exigus étudiés séparément par les auteurs des diverses cartes géologiques de reconnaissances régionales au 1 : 500 000.

1.4.2.2.1. Série de Bangui-Mbaiki

La série de Bangui-Mbaiki, qui s'étend sur les bassins inférieurs de la Lobaye, de la Mpoko et de l'Ombella, a une constitution lithologique très variée. Elle comporte en toutes proportions des faciès siliceux : grès feldspathiques, grès fins, grès-quartzites (cf. collines de Bangui), des faciès argileux (argilites, schistes argileux, sèricito-schistes) et des faciès carbonatés (calcaires massifs, dolomitiques, parfois totalement silicifiés : cherts des rapides de Zinga). Des intrusions basiques très variées et des filons de quartz traversent indifféremment tous ces faciès. La stratigraphie adoptée en 1958 par G. Gérard : série (carbonatée) de Bobassa surmontant la série (gréso-quartzitique) de Mbaiki rend insuffisamment compte de la complexité de cet ensemble qui se prolonge au Zaïre dans la boucle de l'Oubangui. Là, en 1950, B. Aderca retenait au-dessus du complexe de base :

La série de Bangui-Mbaiki est affectée de plissements et d'importants phénomènes de fracturation.

1.4.2.2.2. Série de la Ouakini

La série de la Ouakini (ou Wakini) du nom d'un petit affluent de la rive droite de l'Oubangui, au sud de Bianga, a été individualisée par F. Foglierini et J.L. Mestraud (1953). Elle comporte des quartzites francs, des grès-quartzites, des quartzito-schistes, des séricito-schistes et des conglomérats. Les changements de faciès considérables compliquent l'établissement d'une stratgraphie. Outre le moindre degré de métamorphisme, cette série, à directions tectoniques est-ouest, s'individualise du complexe de base dont les structures sont sub-méridiennes.

1.4.2.2.3. Séries de Fouroumbala, de la Banga, de la Tandja, de la Kosho et du Moyen-Chinko

Cet ensemble dénommé d'abord "série faiblement métamorphique" et couvrant 20 000 km2, s'étend au nord du "Groupe de l'Ubangi" (de B. Aderca, 1950) entre Mobaye et Satéma : les grès-quartzites, faciès dominant de la série de Fouroumbala, paraissaient être le prolongement du système supérieur quartzitique, tandis que les cherts de Kassa représentaient d'anciens faciès carbonatés silicifiés correspondant au système inférieur schisto-gréseux-calcaire. Des séries similaires étaient identifiées dans les années 50 dans les bassins de la Banga (au S.E. de Bria), de la Tandja (près du Nzako au S.W. de Yalinga). De même à l'est de Yalinga, était identifiée une série schistoquartzitique faiblement métamorphique, la série de la Kosho, caractérisée par la fréquence de crêtes de grès-quartzites intercalées dans les formations schisteuses. De même également plus à l'est, un ensemble pélitique, comportant des séquences arénacées et calcareuses, peu métamorphique mais fortement tectonisé : série du Moyen-Chinko. Enfin, au nord de Zémio, un bassin isolé de formations épimétamorphiques, la série de Morkia. À l'est du bassin oubanguien, cette série occupe cinq bassins couvrant près de 5 000 km2. Elle est essentiellement formée de grès-quartzites plus ou moins sériciteux, les niveaux schisteux étant rares et peu épais. Le paysage en collines allongées se relayant les unes les autres, tranche sur la pénéplanation très généralisée du complexe de base. J.L. Mestraud envisageait l'hypothèse d'une compression de dépôts de couverture dans des sillons plus ou moins subsidents. Les grès de Fouroumbala étaient notamment représentés, encadrés par un réseau de fracturation nord-sud et est-ouest.

Ainsi les formations du groupe supérieur sont constituées de sédiments détritiques arénacés ou pélitiques, secondairement carbonatés. On y relève des faciès épimétamorphiques, signes d'une recristallisation. De véritables plissements ou du moins une fracturation intense affectent cet ensemble de formations de couverture. Les seules manifestations magmatiques qui y sont signalées, sont des intrusions basiques et des filons de quartz.

1.4.2.3. Socle précambrien. Complexe de base : faciès cristallophyllien

Le complexe de base occupe les deux tiers de la partie centrafricaine du bassin oubanguien. On pourrait dans un premier temps y différencier les "séries quartzo-schisteuses" ou "schisto-quartzitiques" du "complexe granito-gneissique". En pratique, les divers faciès cristallophylliens seront présentés dans l'ordre approximatif de la succession stratigraphique.

1.4.2.3.1. Séricito-schistes et chlorito-schistes

J.L. Mestraud (1963), J.L. Mestraud et B. Bessoles (1982) indique en premier lieu un ensemble épimétamorphique où prédominent séricito-schistes et chlorito-schistes. De nombreuses intrusions basiques sont associées à ces formations que l'on observe au S.W. de Yalinga (vallées Mbari-Nzako) ainsi que dans les bassins moyens du Chinko-Vovodo et inférieurs de la Ouara. Bien qu'en aucun point n'ait été signalée la présence caractéristique d'une schistosité oblique sur la stratification, J.L. Mestraud relevait que l'attribution de ces faciès épimétamorphiques au complexe de base ne s'était pas faite sans hésitations. L'examen de la carte géologique montre l'étroite liaison spatiale qui existe entre les bassins du groupe supérieur et les séricito-schistes et chlorito-schistes.

1.4.2.3.2. Quartzites

Micaschistes et quartzites ont été cartographiés séparément bien que leur association spatiale et stratigraphique soit générale. J.L. Mestraud (1963) a représenté d'importants secteurs du bassin oubanguien centrafricain en quartzites Les intercalations de micaschistes n'en sont pourtant jamais absentes et " il est probable même que l'altération latéritique a souvent conduit à sous-estimer la puissance de ces assises phylliteuses ".

Deux grandes catégories de quartzites sont distinguées :

1.4.2.3.3. Micaschistes

Les micaschistes sont caractérisés par leur texture schisteuse sans litage apparent, leur structure lépidoblastique (i.e. en lamelles empilées) et la prédominance des éléments phylliteux sur le quartz. Les micaschistes dominent le long de la bordure orientale du plateau gréseux de Carnot depuis la vallée de la Lobaye jusqu'à Bossembélé, au nord de Bangui (cf. au Zaïre complexe de l'Ubangi) et de Bogangolo vers Bouca où ils buttent vers le N.E. sur l'important massif granitique allongé S.E.-N.W. de Dékoa vers Batangafo. À l'est de Bambari, les quartzites laissent transparaître plusieurs boutonnières de micaschistes. À l'est de Mobaye, la série d'Atta s'allonge du sud vers le nord entre Kotto et Bangui-Kété. Un vaste secteur de micaschistes s'étend également dans l'Oubangui central depuis le cours du Mbari jusqu'aux sources du Mbomou. Il a été assez bien étudié par J.P. Wolff (1960-1963) au S.E. de Yalinga, entre Mbari et Chinko. Ces formations se prolongent vers l'est entre Vovodo et Bita mais le sud-est très latérisé et surtout trop peu étudié n'a pas permis de préciser la limite avec le complexe gneissique de la Garamba au Zaïre.

1.4.2.3.4. Gneiss

Étant donné que le front de migmatisation se situe à un niveau assez élevé dans la série cristallophyllienne, les aires d'affleurement gneissiques sont assez limitées dans les parties centrafricaines du bassin oubanguien. On les observe au nord de Boda, dans les bassins de l'Ombella et de la Tomi, ainsi qu'autour d'Ippy, Bria, Yalinga, entre Boubou et Chinko mais encore à l'est de Djéma dans les bassins Bita-Ouara, en direction du complexe gneissique de la Garamba.

1.4.2.3.5. Migmatites

Contrairement aux gneiss, l'extension des migmatites dans le bassin de l'Oubangui est considérable ; elle correspondrait à une érosion extrêmement profonde du socle. Ces migmatites sont à trame gneissique, silico-alumineuse (on parle de gneiss-granitoïdes) ; on y distingue des embréchites à texture différenciée de type illée ou rubanée ou des anatexites à texture nébulitique (la foliation y a une allure irrégulièrement contournée et plus ou moins estompée).

Ces formations ont été identifiées au S.W. de Boda, N.E. de Bossembélé. Elles sont plus importantes autour de Grimari, depuis Bria et la Kotto, au long de la marge occidentale du plateau gréseux d'Ouadda, entre Ippy et la Baidou. Les migmatites de ce secteur ont été étudiées en détail par B. Bessoles (1962) pour sa thèse. Le plus vaste de ces ensembles s'étend à l'est du plateau gréseux d'Ouadda, depuis Yalinga jusqu'à l'interfluve Congo-Nil et au-delà. La série cristallophyllienne est ici très complète puisque l'on a pu individualiser des micaschistes, des gneiss, des embréchites, des anatexites et des granites d'anatexie.

C'est ainsi que dans les hautes vallées de la Ouara et de la Goangoa, J. Gérard et J.L. Mestraud (1958-1961) ont décrit un ensemble de migmatites qui enveloppe un important massif de granite d'anatexie. Une zone d'embréchites, puis d'anatexites, enveloppe de même le massif granitoïde de la haute Douyou. Dans sa synthèse, J. Sougy (1982) réunit gneiss et migmatites dans un vaste ensemble de "Précambrien D2 rajeuni à 500-600 MA".

1.4.2.3.6. Amphibolites et amphibolo-pyroxénites

On observe dans le bassin oubanguien des roches foncées à texture massive orientée dont la hornblende est le minéral le plus fréquent. À côté des amphibolites et amphibolopyroxénites, il peut s'agir de pyroxéno-amphibolites ou de pyroxénites. Il en existe des occurrences dispersées au sud-ouest de Grimari, à l'ouest de Bambari, au nord de Bria, surtout dans les hauts bassins de la Ouara et du Chinko, au sein de gneiss et surtout de migmatites.

Le plus important bassin de ce type s'étend entre Yakoma et Zémio c'est le "complexe amphibolo-pyroxénique du Mbomou". Il est constitué, outre les quatre types de roches dénommées ci-dessus, de gneiss amphibolitiques, généralement à grenats, souvent à pyroxène, gneiss à biotite ou à muscovite et biotite, gneiss migmatitiques, passant au granite vers l'ouest, au niveau du confluent Mbomou-Uele. Cet ensemble gneissique du Mbomou est recoupé par des intrusions peu orientées, les unes acides granitiques, les autres basiques du type gabbrodoléritique. Mises en évidence le long des rivières, elles sont difficiles à délimiter en raison de l'important recouvrement latéritique qui masque ces formations.

1.4.2.3.7. Charnockites

Ces roches caractéristiques des boucliers précambriens occupent au Centrafrique une superficie relativement considérable. On reconnaît ces roches de caractère catazonal à l'aspect verdâtre ou bleuté du quartz et à la teinte brun-miel ou cassonade des feldspaths, à éclat gras. La structure dite granulitique est la plus commune. Parmi les pyroènes, l'hypersthène est caractéristique. Leur composition peut varier d'un pâle acide granitique à un pâle basique noritique.

On les rencontre sur le pourtour du bassin oubanguien, sur près de 10 000  km2 à l'ouest entre Yaloké et Bouca, avec des lambeaux isolés, plus à l'est, autour de Dékoa. On en retrouve également des témoins de près de 1 500 km2 sur la bordure orientale du plateau gréseux d'Ouadda (cf. formation de la Voulou et du Dji).

Outre ces différents types de roches, J.L. Mestraud (1963) a cartographié en "formations cristallophylliennes indifférenciées, latéritisées" un secteur de roches métamorphiques variées, le plus souvent masquées sous un épais recouvrement cuirassé, situé au centre du complexe du Mbomou.

1.4.2.4. Socle de base : faciès cristallins

L'extension des formations granitiques est relativement considérable dans le bassin oubanguien. En première approximation, J.L. Mestraud (1963), J.L. Mestraud et B. Bessoles (1982) distinguaient les granites hétérogènes concordants, anciens et les granites en massifs circonscrits récents. Les granites hétérogènes concordants, syncinématiques ou d'anatexie montrent des signes de recristallisation. Leur texture est hétérogène, due notamment à la présence de faciès migmatitiques sur les bordures. Leur structure est souvent grenue et leur composition variable, fréquemment calco-alcaline.

Seule la source de la Lobaye se rattache au massif granitique de Yadé, prolongement de l'Adamaoua camerounais. Un second massif granitique d'environ 1 500 km2 s'étend de Bogoin vers la Mpoko au N.N.W. de Bangui. Un autre massif granitique s'allonge sur plus de 200 km de part et d'autre de l'interfluve Congo-Tchad autour de Dékoa. G. Pouit (1959) insiste sur sa " concordance presque parfaite dans le détail, bien que l'orientation générale (N.W.-S.E.) soit discordante vis-à-vis des directions (N-N.E.) des roches métamorphiques de la région. "

Plus à l'est, le granite de la Baidou présente une concordance parfaite avec l'encaissement cristallophyllien. Nous avons pu montrer qu'il se prolongeait vers le N-W, parallèlement à celui de Dékoa, au delà de Bakala et de 20° E. Il reste séparé du granite de Grivaé-Pamia par les quartzites des Mbrés. De petites intrusions granitiques s'observent également à l'est de Bambari (gr. de la Lihoua) au N.E. d'Alindao (gr. de Bago), au nord d'Ippy (gr. de la haute Bali). On signale également de nombreuses manifestations granitiques au sein du complexe amphibolo-pyroxénique du Mbomou. Outre les pointements granitiques de Yalinga, d'autres secteurs granitiques ont été évoqués au sein de l'ensemble migmatitique de l'interfluve Congo-Nil : ranites de la haute Kotto, ainsi que granites d'anatexie de la Ouara-Ngoangoa et de la haute Douyou.

Les granites centrafricains en massifs inconscrits sont rares sur le versant oubanguien. Celui de la Libby (ou Libi, au N.-N.E. de Damara) se signale par sa morphologie en un réseau dense de dômes et de pains de sucre qui tranchent nettement sur la pénéplaine de l'Ombella. On peut citer pour mémoire les petits massifs de la Mbolen (au N.E. des chutes de Boali), de Yalinga et du Chinko-Vovodo (au N.W. de Djéma).

En liaison avec le complexe de base, on peut également rencontrer des "intrusions basiques recristallisées"ou métabasites, essentiellement représentées par des dolérites ou des gabbros. Citons les intrusions du bassin de la Pama (ortho-amphibolites à grenats), celle du massif de Goubadja sur la Baidou, celle du sud d'Alindao, de Zémio (cf. cours inférieur de la Ouara), du S.W. de Yalinga et du Chinko.

1.4.3. Géologie de la partie zaïroise du bassin oubanguien

1.4.3.1. Terrains phanérozoïques

J. Lepersonne (1974) dans sa notice explicative de la carte géologique du Zaïre se veut beaucoup plus stratigraphe que J.L. Mestraud. Parmi les terrains phanérozoïques, cet auteur retient pour le bassin de l'Oubangui, ou plutôt Ubangi :

À l'Albien-Aptien (sommet du Crétacé inférieur) sont rattachés, dans la région de l'Ubangi, les affleurements des vallées peu profondes (cf. série de Bokungu), constituées d'argilites, d'alternances de calcaire clair et d'argilite rouge, de grès tendre bariolé à base conglomératique, le tout sur 70 ou 80 mètres d'épaisseur au plus.

1.4.3.2. Terrains précambriens

Dans sa carte, J. Lepersonne esquisse la stratigraphie des formations précambriennes par grandes régions zaïroises, soit pour la partie septentrionale : bassin de l'Uele (région IV : Zaïre nord-oriental) ou de l'Ubangi (région V : Zaïre nord-occidental).

1.4.3.2.1. Lindien - Ubangien

Le terme d'Ubangien donné par B. Aderca (1950) correspond à l'extension en région équateur d'une partie seulement du Lindien du Haut-Zaïre (du nom de la rivière Lindi, au nord de Kisangani). Ces formations s'allongent sur plus de 1 000 km en arc de cercle autour de la cuvette congolaise. Vers le sud, elles s'ennoient sous les formations tabulaires mésozoïques. Estimées entre 1300 et 645 MA par J. Lepersonne, elles ne représentent en fait qu'une période du Protérozoïque supérieur de cette région que l'on peut situer approximativement entre 950 et 707 MA, selon P.M. Thibaut (1983).

L'Ubangien englobe deux séries distinctes par leurs lithologies, leurs conditions de dépôt et leurs styles structuraux, séparées par un épisode tectonique, survenu probablement vers 760 MA. L'Ubangien inférieur (ou " Lokoma "), discordant sur le Liki-Bembien, est caractérisé par des niveaux de base détritiques grossiers, conglo-mératiques et plus ou moins discontinus évoquant des dépôts deltaïques (région de Libenge). Le reste de la série est constitué par une puissante formation pélitique à intercalations gréseuses et carbonatées, ces dernières plus ou moins silicifiées secondairement (cf. vallée de l'Ebola). Dans ces dépôts, les influences marines sont fréquentes (calcaires oolithiques, concrétions algaires). L'ensemble correspond à de grands secteurs plats et déprimés. Dans bien des cas, les faciès pélitiques et carbonatés de l'Ubangien inférieur ne sont pas tellement différents des roches de même type du Liki-Bembien inférieur ou supérieur, leur attribution étant parfois difficile. Aucune trace de métamorphisme même léger n'a été relevé dans ces formations.

L'Ubangien supérieur (ou " Aruwimi "), discordant sur l'Ubangien inférieur, est uniquement constitué par des formations continentales : grès-quartzites à minces niveaux conglomératiques. Du point de vue tectonique, le style est apparemment beaucoup plus calme : couverture faiblement plissée. Contrairement à l'Ubangien inférieur, cette série affleure généralement bien et donne un modelé arrondi mais vigoureux avec localement des ruptures de pentes importantes. Elle forme de grands plis N.W.-S.E. à flancs redressés, souvent faillés et à voûtes très plates. Ce style de plissement donne naissance à des crêtes très allongées et très larges culminant à 50 ou 100 m au-dessus des collecteurs. L'Ubangien supérieur forme une grande dorsale dite de Kota Koli, de direction méridienne de part et d'autre de Satéma sur l'Oubangui. Elle correspond aux grès-quartzites de Kembé-Nakando. Ils y dessinent une structure synclinale sub-méridienne au-dessus de la série de Bougbolou. À noter que ces deux ensembles correspondent à une subdivision de l'ancienne série de Fouroumbala (cf. 2.2.3), à la suite des travaux du C.E.A. dans la cuvette uranifère de Bakouma.

De part et d'autre de l'Oubangui, le prolongement zaïrois des séries carbonatées de Bobassa (Ph. Wacrenier, 1960 et Ph. Wacrenier et J.P. Wolff, 1964 et de Fatima (J.L. Poidevin 1976) se rattachent à l'Ubangien inférieur. Au Centrafrique, les grès de Kembé-Nakando sont surmontés des séries plus récentes, d'abord un épisode fluvio-glaciaire caractérisé (pélites de la Mbania, série tillitique de Bondo), auxquelles font suite : dolomies de Bakouma, calcaire de Bili et pélites de la Dialinga. Étudiées autour de Bakouma, ces séries paraissent ne pas exister dans l'Ubangui zaïrois.

Ainsi dans le Précambrien supérieur de la bordure nord du craton congolais, quatre épisodes tectono-métamorphiques ont été mis en évidence :

En 1974, J. Lepersonne attribuait au Lindien une bande de terrain relativement étroite de 300 km de longueur et 20 à 40 km de largeur s'étendant au N.E. du Zaïre de Niangara vers Zémio, entre le massif granitoïde du Haut-Zaïre et le complexe gneissique ouest-Nilien (cf. 3.2.7.). Seule la partie supérieure ou " Système de la Rumu " est désormais considérée comme lindienne. Un premier bassin, dans lequel le cours de l'Uele s'est établi, se situe en aval de Niangara où il couvre 120 km d'ouest en est sur 12 à 20 km de largeur. On retrouve au S.E. de Zémio, dans le bassin de la Gwane des formations similaires, en grande partie latéritisées, ailleurs d'aspect de surface marécageux : quartzites sériciteux, schistes argileux, roches carbonatées et conglomérats. Le modelé crypto-karstique observé au Zaïre au S.W. de la Gwane et dans la boucle du Mbomou en avant de Zémio se retrouve au Centrafrique sur le pourtour de la série grésoquartzitique de Zémio (cf. plaines de la Bakalé et du confluent Bita-Vovodo).

Après avoir été considéré autrefois effondré entre failles, cet ensemble est interprété aujourd'hui comme une unité chevauchante vers l'ouest (J.L. Poidevin, 1985). L'âge du développement de la bande de Niangara-Zémio est estimé par J. Lavreau (1980) vers 720 MA (Néo-protérozoïque).

1.4.3.2.2. Liki-Bembien

Du nom de deux petits affluents de la rive zaïroise de l'Oubangui, en amont de Bangui, le Liki-Bembien s'étend entre Libenge et Mobaye. On a vu (cf. 2.2.1.) qu'en 1950, B. Aderca l'avait subdivisé en trois systèmes.

Nettement discordant sur le complexe métamorphique de l'Ubangi qu'il ceinture vers le sud, le Liki-Bembien inférieur constitue un vaste système sédimentaire plissé, essentiellement pélitique, à intercalations gréseuses et carbonatées (sous forme de calcaires cristallins), très peu métamorphisé. Les roches sont fréquemment affectées d'une schistosité oblique sur la stratification, caractéristique des couvertures plissées. Dans la région de Bangui-Zongo, on note un style tectonique en écailles, compliqué d'un faisceau de failles souvent inverses.

La série du Liki-Bembien moyen qui débute par des couches conglomératiques, est composée de formations gréso-quartzitiques formant le haut plateau tabulaire de Lombo. La présence de séricite témoigne de l'influence d'un très léger métamorphisme dans la formation qui constitue un vaste synclinorium dont la partie axiale est occupée par le Liki-Bembien supérieur. Ce dernier est en grande partie constitué d'argilites versicolores avec des intercalations carbonatées, gréseuses et silicifiées. Nettement transgressif sur le complexe métamorphique de l'Ubangi et sur le Liki-Bembien inférieur et moyen, il forme de grands secteurs tabulaires dominant cette pénéplaine.

Au N.E. du cours de l'Oubangui, le Liki-Bembien inférieur semble correspondre à la série de la Ouakini (cf. 2.2.2.). Comme pour la série de Fouroumbala, le C.E.A (1968-72) distingue dans cette formation deux séries superposées nettement discordantes : l'inférieure schisto-gréseuse, assimilée à celle de Bougboulou (équivalente en fait de l'Ubangien inférieur) et la supérieure gréso-quartzitique (cf. série de Kembé). Selon J.L. Poidevin (1985) la série inférieure doit être rattachée au Liki-Bembien inférieur, comportant des intercalations carbonatées ; effectivement dans le secteur de Bianga, la même morphologie crypto-karstique s'observe de part et d'autre de l'Oubangui.

Juste à l'est de Bangui, J.L. Poidevin (1976) signale l'observation de la discordance de la série de Bangui-Mbaiki (équivalente du Liki-Bembien zaïrois) sur la série de la Yangana (ensemble de gréso-schistes et de quartzites micacées correspondant au complexe métamorphique de l'Ubangi). On peut donc attribuer au Liki-Bembien un âge protérozoïque moyen ou supérieur. En ce qui concerne sa position par rapport au Protérozoïque supérieur (Ubangien-Lindien), le problème est encore discuté. Faut-il attribuer comme B. Aderca (1950) une grande importance à la discordance qui sépare le Liki-Bembien de l'Ubangien ou y a-t-il simplement (cf. coupe des rapides de Zinga-Batanga) changement brutal de style tectoniqueà l'intérieur d'un même ensemble d'âge précambrien supérieur ? En fait au Zaïre, toutes les observations morphologiques ou photogéologiques montrent que les formations ubanguiennes recouvrent les formations liki-bembiennes. Les corrélations du Liki-Bembien avec les séries de Franceville (dont l'appartenance au Précambrien inférieur est aujourd'hui admise, cf. M. Bonhomme et F. Weber (1969), de Sembé-Ouesso au Gabon et au Congo, du Dja au Cameroun et de Nola au Centrafrique sont assez délicates et encore discutées. Le Liki-Bembien serait donc d'âge protérozoïque moyen probable ou supérieur possible. À noter que ces formations liki-bembiennes sont littéralement criblées d'intrusions doléritiques.

1.4.3.2.3. Complexe métamorphique de l'Ubangi

Le " complexe métamorphique de l'Ubangi " (P.M. Vovodo, 1983) correspond à l'ancien système de Banzyville (ou Mobayi) de B. Aderca (1950) ou au " complexe métasédimentaire et migmatitique de l'Ubangi ", estimé par J. Lepersonne (1974) d'âge très ancien (entre 2700 et 3400 MA). Il affleure au long de l'Oubangui entre Satéma et Bangui-Zongo. C'est un ensemble cristallophyllien plissé d'origine sédimentaire, à dominante argilo-gréseuse avec intercalations calcaro-pélitiques et rares passées volcano-sédimentaires. Dérivant d'un flysch gréso-pélitique, cet ensemble comprend une série supérieure de schistes métamorphisée dans l'épizone, surmontant une série inférieure de micaschistes à biotite et muscovite avec des quartzites associés, correspondant au sommet de la mésozone : la présence de biotite et surtout de grenat indiquerait en effet un métamorphisme légèrement plus profond. Vers le sud, le " complexe métamorphique de l'Ubangi " est recouvert en discordance par les formations liki-bembiennes du plateau de Lombo, d'âge protérozoïque moyen ou base du protérozoïque supérieur. À défaut de datations directes, on peut donc avancer un âge protérozoïque inférieur probable à cette formation.

Au Zaïre comme dans son prolongement centrafricain (cf. 2.3.2. et 2.3.3.), l'orientation générale des plis est voisine du nord-sud et les plissements peu accentués. Dans l'ancien système de la Bangui-Kété, J.L. Mestraud (1952) distinguait la série inférieure d'Atta, essentiellement micaschisteuse, de la série supérieure de Mobaye à composition surtout quartzitique. Idem Ph. Wacrenier et J.P. Wolff (1964), sur Bangui-Ouest, entre la série inférieure de la Baba et la supérieure de la Yangana. Pour P.M. Vovodo (1983) la représentation de cette limite est arbitraire et artificielle, le passage de l'une à l'autre se faisant insensiblement. J.L. Poidevin (1985) rebaptise l'ensemble série quartzito-schisteuse.

1.4.3.2.4. Ganguen

Entre Mbomou et Uele, dans les petits bassins Bili et Gangu, le socle est recouvert par des formations épimétamorphiques, constituées de deux unités lithologiques superposées :

Ces lambeaux de l'ancienne couverture sédimentaire d'âge protérozoïque inférieur présumé sont métamorphisés dans le faciès schistes verts. P.M. Vovodo (1983) note des analogies frappantes entre le Ganguen et le complexe métamorphique de l'Ubangi en région équateur et par suite avec le système de la Bangui-Kété.

1.4.3.2.5. Système de la Bolume

On a vu (cf. 3.2.1.) que la partie inférieure de la bande Niangara-Zémio n'était plus considérée comme lindienne ; ce " système de la Bolume ", cartographié sur la carte Unesco (1982) en Précambrien C et B non différencié, est formé d'une puissante assise quartzitique sur laquelle repose une série schisteuse (séricitoschistes et talcschistes) fortement érodée. Son degré de métamorphisme est à la limite de l'épi et de la mésozone. Le paysage est à collines tabulaires. À rapprocher du Ganguen, selon P.M. Vovodo (inédit), cette formation se prolonge au Centrafrique dans la couverture quartzito-schisteuse, vers les bassins Chinko-Vovodo. J.L. Poidevin (1985) lui attribue un âge protérozoïque inférieur. Elle correspondait au cycle suivant celui de l'archéen : l'éburnéen.

1.4.3.2.6. Kibalien

De très vastes massifs granitiques occupent une partie considérable du Zaïre septentrional ; ils comprennent des faciès post et syntectoniques. Ils renferment des enclaves de " Kibalien ", estimé par J. Lepersonne (1974) d'âge antérieur à 2190 MA. Ce Kibalien est constitué d'amphibolites, de schistes à actinote, talcschistes, séricitoschistes et schistes albitiques avec des roches carbonatées ankéritiques, des itabirites, ...

Ces formations constituent ce que l'on dénomme désormais " greenstones-belts " ou ceintures de roches vertes dont les granites associés se sont mis en place à la limte Archéen-Protérozoïque (2,45-2,35 GA). J.L. Poidevin (1976-1991) a identifié au Centrafrique les prolongements de cette ceinture Nyanza-kibalienne du N.E. Zaïre. On y retrouve un même arrangement chrono-stratigraphique, à savoir :

1.4.3.2.7. Complexe gneissique de la Garamba

À l'extrémité nord-orientale de l'Uele, tout au long de l'interfluve Congo-Nil, s'étend le " complexe gneissique de la Garamba " (GA), largement étendu au Soudan et en Ouganda où il a été décrit sous le nom de Complexe Ouest Nilien. Il est constitué de gneiss, gneiss migmatitiques, gneiss amphibolitiques, micaschistes, quartzites ... J.L. Lepersonne (1974) l'estimait antérieur à 2720 MA et P.M. Vovodo (inédit) l'indique à 2800 à 3000 MA et donc archéen. Il se prolonge au nord du Mbomou entre Obo et Bambouti.

1.4.3.2.8. " Complexe amphibolitique et gneissique du Bomu "

Sous cette appellation, on reconnaît facilement le prolongement zaïrois, entre Yakoma et Zémio, du " complexe amphibolo-pyroxénique du Mbomou " , constitué de gneiss amphiboliques, généralement à grenat, souvent à pyroxène, gneiss à biotite ou à muscovite et biotite, gneiss migmatitiques passant au granite, accessoirement micaschistes et quartzites, parfois à disthène. Les gneiss amphiboliques passent, vers l'ouest, à un gabbro plus ou moins modifié par la granitisation. J. Lepersonne admettait pour cet ensemble un âge antérieur à 3300 MA Des datations absolues Rb/Sr sur ces roches ont donné un âge de 3086 94 MA (J. Lavreau et D. Ledent, 1976).

Ce noyau cratonique catarchéen s'étend sur près de 60 000 km2. Selon une interprétation nouvelle (J.L. Poidevin, 1991 des tholéites, probablement aussi anciennes que 3,7-3,5 GA sont recouvertes par des volcanites calco-alcalines et des complexes sédimentaires alumineux. Un métamorphisme granulitique se place vers 3,2 GA.

1.4.4. Progrès et problèmes actuels de la géologie du bassin Oubanguien

La cartographie géologique de reconnaissance systématique au 1 : 500 000, brutalement interrompue en 1962, est restée inachevée au Centrafrique. Heureusement le B.R.G.M. a pu poursuivre ses travaux au nord Zaïre ce qui a entraîné une meilleure corrélation entre les interprétations trop souvent divergentes de part et d'autre de l'Oubangui. De même la découverte d'indices uranifères dans la cuvette de Bakouma a permis au C.E.A puis à Alusuisse d'approfondir la connaissance de ce secteur clé, les géologues universitaires participant à des études régionales, ainsi qu'à l'établissement du cadre géochronologie.

1.4.4.1. Datations absolues

Les premières datations absolues, entreprises au Centrafrique dans les années 60, donnaient des âges compris entre 500 et 600 MA, âge correspondant à la " tectonique post-groupe supérieur " ou " remise à zéro du géochronomètre ". Le M.R.A.C. (Musée Royal de l'Afrique Centrale) a entrepris une série d'études géochronologiques qui ont permis à J. Lepersonne de donner une première estimation datée de la géologie zaïroise. Ces études se sont étendues au Centrafrique. Leur publication progressive apparaît comme une remise en question de la stratigraphie admise précédemment pour le complexe de base. Tel est, à titre d'exemple, le cas des noyaux granulitiques. En 1979 J.L. Poidevin les considérait comme synchrones des granulites du sud Cameroun datées à 2900 MA (M. Lasserre et D. Soba, 1976). En fait des datations récentes lui ont montré que l'on devait désormais distinguer au Centrafrique deux générations de granulites. Les unes archéennes (2900 MA) se rencontrent sur la marge nord du craton congolais, c'est le cas à l'ouest de Boda. Les autres, situées plus au nord sur le pourtour de l'interfluve Congo-Tchad, s'avèrent être du protérozoïque supérieur, en liaison avec la chaîne panafricaine (cf. datation à 833 66 MA, 652 19 MA et 639 3 MA in C. Pin et J.L. Poidevin, 1987).

Inversement les granites, notamment circonscrits, considérés comme panafricains peuvent être beaucoup plus anciens que prévus. Ainsi le granite de Libby, daté en 1962 à 535 20 MA (échantillons Mangé sur biotite par Rb/Sr) s'avère être d'âge protérozoïque inférieur à 2200 MA (cf. Lavreau et al., 1983). De même la datatio à 2,07 GA d'une granodiorite de Mbi fournit une limite supérieure à l'âge de dépôt des schistes de Boda (datation U-Pb par J.L. Poidevin, C. Pin, 1986).

1.4.4.2. Remise en questions de la stratigraphie oubanguienne

Ainsi en trente ans, ce que l'on savait de la stratigraphie centrafricaine a été entièrement remis en question. On admettait alors un " complexe de base " très ancien (Précambrien) dont l'élément inférieur était constitué de formations charnockitiques. Puis avec les premières datations pratiquement tout le Centrafrique fut rattaché à la chaîne panafricaine " zone mobile d'Afrique Centrale " (B. Bessoles et R. Trompette, 1980). En 1985 J.L. Poidevin envisageait un modèle de chaîne de collision (" Oubanguides ") avec remontée d'un coin de manteau, les chevauchements majeurs à la limite socle/couverture prenant valeur de paléo-suture.

Peu après M. Cornacchia et L. Giorgi (1986) remettaient en doute cette interprétation. Selon ces auteurs travaillant autour de Bangui, rien ne permet d'envisager dans ce secteur l'existence d'une orogenèse correspondant à une vieille chaîne... L'événement orogénique doit être recherché avant l'épisode Panafricain... Aucune synthèse historique ne peut (encore) être entreprise. En 1990 ils envisagent, comme due à la tectogenèse panafricaine, la structuration suivant deux lignes de sutures méridiennes :

Désormais, J.L. Poidevin (1991) insiste sur la distinction au Centrafrique entre un domaine archéen (centre et centre-est du pays) et un fossé protérozoïque nord-sud à l'ouest du pays. La première entité chronostratigraphique de ce fossé protérozoïque est constituée par deux unités datées du Protérozoïque basal : le greenstone de Bogoin et le complexe amphibolitique de l'Ouham (daté à 2,40 0,25 GA et 2,24 0,23 GA).

1.4.4.3. Précisions sur les formations de couverture

Dans son étude détaillée des grès de Carnot et de leur contexte, Cl. Censier (1989) a montré que les processus d'érosion étaient liés à l'ouverture de l'Atlantique sud et à la distension du golfe de la Bénoué. Selon cet auteur, toutes ces formations de Carnot sont fluviatiles. Il confirme nos observations pédologiques : les sables de Bambio résultent non d'un apport éolien mais de simples différenciations pédologiques de surface : il souligne la grande similitude entre le matériel détritique de la formation de Carnot et le squelette sableux des sols sous-jacents.

De cette façon reste posé le problème de la liaison au Congo avec la série cénozoïque des plateaux batékés ainsi qu'au Zaïre avec la représentation conventionnelle des interfluves sableux de la cuvette en " alluvions, éluvions et colluvions, pleistocène et pliocène. " D'ailleurs J. Lepersonne lui-même signalait : " on a représenté conventionnellement le fond des vallées en Mésozoïque et tout le reste de la surface en Pliocène et Pléistocène. "

À l'est du Centrafrique, la découverte d'une série phosphatée uranifère dans la cuvette de Bakouma avait tout d'abord amené G. Bigotte et G. Bonifas (1968) à imaginer " une extension considérable et insoupçonnée jusqu'alors de la mer des phosphates tertiaires à l'intérieur du Continent Africain ". J.D. Miauton (1980) devait réduire à néant cette hypothèse en démontrant que ces phosphates néoformés étaient continentaux.

La multiplication des forages sur la cuvette de Bakouma et sur les fossés tchadiens de Doséo et du Salamat devait également (cf. Y. Boulvert, 1990) permettre d'attribuer un âge Crétacé aux formations fluviatiles d'Ouadda et leur donner une limite supérieure : en effet au nord de Bakouma, les forages ont rencontré, reposant sur les grès d'Ouadda, la série des lignites du Haut-Mpatou, dont l'analyse de la microflore et de la microfaune indique un milieu purement continental, d'âge Paléocène.

1.4.4.4. Crypto-Karsts

Les forages de Bakouma ont recoupé d'importantes formations carbonatées : dolomies ou calcaires, dont J.D. Miauton a décrit la karstification ancienne. Quelques pointements très limités de roches carbonatées le plus souvent épigénisées étaient connues dans la vallée de l'Oubangui ; les forages hydrauliques effctués autour de Bangui en ont multiplié les indices. La photo-interprétation systématique du Centrafrique a révélé, dans le bassin de l'Oubangui et de ses affluents, l'extension des plaines ou dépressions à modeler crypto-karstique sur près de 18 000 km2 (Y. Boulvert et J.N. Salomon, 1988). L'étude géologique de la plupart des bassins mis en évidence reste à faire ; on a vu qu'au Zaïre les niveaux carbonatés sont rapportés à des séries très diverses.

L'hydrologue retiendra surtout qu'avec ces formations, on se trouve en présence de réserves hydro-géologiques aussi importantes que celles connues au sein des grès de Carnot et de Mouka-Ouadda.

En conclusion, si l'étude lithologique de surface est assez avancée dans le bassin oubanguien, celle des formations sous-jacentes est à peine amorcée. Surtout les datations géochronologiques remettent progressivement en question ce que l'on savait sur le socle précambrien.

1.5. Géomorphologie du bassin de l'Oubangui

1.5.1. Généralités

Jusqu'à une date récente (Y. Boulvert 1990), la géomorphologie du Centrafrique avait seulement donné lieu à quelques aperçus comme celui de J. Dresch (1946) qui évoque, à l'occasion d'un transect entre Ngaoundéré et Bangui, des niveaux étagés : celui Crétacé du massif de Yadé (à la source de la Lobaye) nivelle granites et gneiss à environ 1 000 mètres. Le seuil séparant ces monts des reliefs de l'Oubangui oriental est recouvert dans l'Oubangui occidental par les sables du Kalahari supérieur (cf. grès de Carnot) ; il s'agirait donc bien de la surface miocène. On observe sur le versant oubanguien une nouvelle surface emboîtée, à larges vallées très mures et contact souvent brutal (cf. chutes de Boali).

Pour L.C. King (1951,1967) la surface la plus élevée du Gondwana domine la surface Africaine I, qu'il considère début plutôt que mi-Tertiaire. Fondamentale en Afrique, elle est parfaitement aplanie et parfois cuirassée. Deux cycles cuirassés fin Tertiaire l'incisent. L'induration est un processus lent ; les cycles quaternaires ont seulement des indurations mineures.

L'étagement des surfaces est admis par les auteurs du Congo belge (L. Cahen et J. Lepersonne 1948,1956, J. de Heinzelin 1952,1954). Ils distinguent les surfaces Crétacé supérieur PI (1 900-1 700 m dans le Haut Ituri), mi-Tertiaire PII (1 500-1 400 m) et fin Tertiaire PIII (subdivisée en PIIIA : 1 250-1 200 m et PIIIB : 1 100-1 000 m), presque toujours profondément latéritisée, limonitisée. Étudiant l'Ituri au N.E. du Congo, B. Ruhe (1954) distingue une surface d'érosion majeure fin Tertiaire avec des buttes résiduelles bien indurées témoins de la surface mi-Tertiaire. Les surfaces supposées antérieures n'existent pas, les étagements de terrain étant dus à des failles. Il identifie par contre six surfaces quaternaires.

1.5.2. Aplanissements de l'Ubangi-Uele

Selon R. Frankart (1960), dans l'Uele, la surface pénéplanée supérieure, présumée fin Tertiaire (R1) forme l'élément caractéristique de la morphologie. Elle remonte de 600 à 900 m vers le nord-est et sa nappe latéritique se situe à 35-45 m au-dessus de la plaine alluviale. Un peu plus bas, un palier constitué d'une nappe graveleuse latéritique forme la surface pénéplanée intermédiaire (R2). Les surfaces pénéplanées inférieures ou basses terrasses (R3) assurent la transition à la plaine alluviale de l'Uele, dominée entre 7 et 8 m par une terrasse à galets.

Dans la région d'Isiro (ex. Paulis), sur Kibalien, la surface supérieure d'érosion est surmontée de 50 à 200 m par des collines itabiritiques avec des gravats latérisés, relictes d'un niveau d'aplanissement plus ancien. Le terme d' " inselbergs " est employé dans le sens de massif résiduel quel qu'en soit la nature. Il devrait être réservé aux seules " collines granitiques ".

Dans l'Ubangi, J.M. Berce (1960) met en évidence plusieurs niveaux d'aplanissement successifs :

- une surface, située entre 610 et 675 m (II), comportant un recouvrement latéritique de plusieurs mètres d'épaisseur, nivelant le plateau du Bembe moyen. " Elle semble se rattacher à la surface mi-Tertiaire de l'Oubangui occidental français " ;

L. Cahen (1954) ne décèle qu'un groupe unique de surfaces dessinant un large faîte orienté ouest-est, fin Tertiaire. Élargissant l'étude sur l'Ubangi de 1960, P. Jongen (1968) souligne les étroites rlations entre le soubassement géologique et les grandes unités géomorphologiques dans cette région. Il différencie :

P. Jongen qui ajoute en outre des " surfaces actuelles et récentes " souligne le rôle des alternances climatiques.

Ayant procédé à une étude des cartes topographiques du N.E. Zaïre, complétée par photo-interprétation, J. Moeyersons (1975) distingue plusieurs secteurs d'aplanissements dont il établit les corrélations suivantes :

L'intérêt de cette étude est de montrer que ces " bassins correspondent à des aplanissements différents ". Notamment entre les bassins de l'Uele et de l'Ituri-Aruwimi. " L'escarpement existe en réalité et forme sur toute sa longueur des crêtes de partage des eaux locales ". Il apparaît sous forme d'un interfluve asymétrique soit en vrai escarpement, souligné par une corniche cuirassée et en voie de dissection : entaille du bassin de l'Ituri-Aruwimi aux dépens du précédent, dont l'auteur évoque l'ancien écoulement vers le Tchad. " L'escarpement étudié ici ne coïncide certainement pas avec un gradin de failles ", quoique ces bassins aient subi des mouvements : torsion, surélévation, ...

1.5.3. Aplanissements centrafricains

D'une synthèse consacrée à la géomorphologie du Centrafrique (Y. Boulvert, 1990), on peut tirer d'une façon schématique les données suivantes : la dorsale séparant les trois grands bassins africains : congolais, tchadienet nilotique, apparaît constituée d'aplanissements étagés. Le plus important, dénommé surface centrafricaine, s'étend du sud Cameroun aux bassins du Mbomou et de l'Uele. D'une altitude voisine de 700 m, il s'affaisse au centre (région de Dékoa-les Mbrés) au voisinage de 550 m pour se relever aux extrémités nord-ouest (cf. plateau de Bouar, voisin de 1 000 m aux sources de la Lobaye, c'est le prolongement de l'Adamaoua camerounais), nord-est (cf. petit massif résiduel du Dar Chala, encadrant la source de la Kotto) et sud-est (cf. dorsale Congo-Nil, à l'est de la source de l'Uele).

Deux placages mésozoïques recouvrent partiellement cet aplanissement : cf. plateau gréseux d'Ouadda et de Gadzi-Carnot. La surface centrafricaine est également surmontée de quelques reliefs résiduels conservés en raison de leur résistance à l'érosion. Citons des crêtes appalachiennes quartzitiques (cf. quartzites du nord-ouest de Bria ou du Dar Chala), tout particulièrement des buttes résiduelles d'itabirites (cf.  " greenstone des Bandas " près de Bakala, ou formations zaïroises du Kibalien dans la région d'Isiro). On peut également observer des inselbergs granitiques tels ceux de la haute Douyou, ou de la Ouara-Ngoangoa. D'autres reliefs résiduels sont constitués par des grès quartzites du Précambrien supérieur tels ceux en dômes de Kembé-Nakando, ou les arêtes des grès de Kosho. Les grès de Morkia présentent ces divers aspects.

La surface centrafricaine offre également des secteurs déprimés dont on a mis récemment en évidence la relation avec des formations sous-jacentes carbonatées du Précambrien supérieur. Citons celles de la cuvette de Bakouma, de la plaine du Moyen Chinko, de celle de la Bakale. Ces dépressions karstiques se prolongent au sud-est de Zémio, au Zaïre dans les bassins de la Gwane et de la Niangara. Ces formations carbonatées sont d'âge lindien entre 600 et 1300 MA.

Dans les bassins du Mbomou et de l'Uele, la surface centrafricaine se termine de manière plus ou moins abrupte sur l'interfluve Congo-Nil qui correspond à un escarpement de pseudo-cuesta, sur une entaille, suivi de glacis cuirassés : le piémont nilotique. Un escarpement cuirassé surmontant de même un " piémont tchadien ", s'étend entre le massif résiduel du Dar Chala et le plateau gréseux d'Ouadda, pour lequel l'escarpement nord, dit des Bongo, est particulièrement marqué, tandis que vers l'ouest-sud-ouest cet aplanissement du piémont tchadien apparaît seulement affaissé par rapport à la surface centrafricaine.

Par contre le " piémont oubanguien " qui se développe de part et d'autre du cours supérieur de l'Oubangui, apparaît comme un aplanissement imparfait. Cette entaille, partiellement figée par le cuirassement, laisse subsister des seuils, des étranglements (cf. rapides de Satéma, Mobaye, de l'Éléphant, de Bangui, ...), ainsi que de nombreux reliefs résiduels (cf. collines de Mobaye, de Bangui, mais aussi au Zaïre : dorsale de Kota-Koli, plateau de Lombo, cf. plateau du Bembé selon J.M. Berce).

Au sud, dans la boucle de l'Oubangui, l'importance de l'érosion différentielle en liaison avec la lithologie semble particulièrement marquée. Ainsi selon P.M. Vovodo (1983), à l'ouest, le plateau de Lombo correspond à des niveaux de quartzite (Liki-Bembien moyen) ; il se prolonge vers l'est par des surfaces tabulaires gréso-pélitiques du Liko-Bembien supérieur. Vers le centre-est une zone de reliefs arrondis, ondulés correspond aux grès quartzites de l'Ubangien supérieur ; elle s'allonge du sud-ouest vers le nord-est et Satéma. Vers le sud, les formations de couvertures du Mésozoïque apparaissent très aplanies. Tout au long de l'Oubangui, on relève de nombreux secteurs déprimés de type karstique : citons Zinga - Bobassa - Fatima - Possel, ... L'Oubangui semble avoir frayé son cours en liaison avec ces secteurs peu résistants, déprimés ce qui expique son tracé contourné.

1.5.4. Schéma d'évolution géomorphologique

Il a été démontré (cf. C. Censier 1989 in Y. Boulvert, 1990) que les placages gréseux de Carnot et d'Ouadda étaient les témoins de deux anciennes gouttières par lesquelles les matériaux érodés du nord du craton congolais étaient entraînés, après l'ouverture de l'Atlantique, au Crétacé supérieur vers le nord-ouest tchadien et un ensemble de fossés transversaux au continent africain. La limite Crétacé-Tertiaire est marquée par des événements tectoniques ; un léger basculement de la dorsale centrafricaine suffit pour assurer un renversement des axes de drainage du nord vers le sud.

L'affaissement de la cuvette congolaise ne se manifeste guère qu'au sud de 3° 30' une ride souligne la bordure méridionale du bassin oubanguien dont elle explique la dissymétrie des formes. Au niveau charnière à peine soulevé, entre 3° 30' et 5° N, s'est établi au Cénozoïque un réseau hydrographique transversal drainant la portion méridionale de la dorsale oubanguienne.

Après ces réajustements de la limite Crétacé-Cénozoïque s'est ouvert une longue période de stabilité tectonique pour le Centrafrique (biostasie) permettant sous des climats chauds et humides, correspondant, selon la théorie de la dérive des Continents, au passage du Centrafrique à l'Équateur à l'Oligo-Miocène. Des climats à saisons alternées auraient permis le développement d'importants épisodes cuirassés à l'Éocène : cf. buttes résiduelles de " cuirasses anciennes " hématitiques à faible résidu quartzeux, et surtout à la fin Pliocène : " cuirasses principales de type haut glacis, goethitiques, à important résidu quartzeux ".

Il est à noter que tandis que des buttes-témoins, cuirasses anciennes cénozoïques, jalonnent la surface centrafricaine (ainsi que le piémont tchadien), ces témoins n'ont pas été observés sur les glacis indurés du piémont oubanguien dont l'origine serait donc plus récente.

1.6. Les sols du bassin de l'Oubangui-Uele

Les sols de la partie zaïroise du bassin ont été étudiés par les pédologues de l'Ineac. Après une présentation très générale de P.J. Livens (vers 1950), C. Sys (1960) est l'auteur de la première esquisse pédologique du pays au1/5 000 000. Cet essai de synthèse est basé sur des études régionales ou locales telles celles de R. Frankart en Uele (1960) et celles de P. Jonguen en Ubangi (1960-68). Parallèlement les pédologues de l'Orstom conduisaient des études sur les parties centrafricaines (P. Benoit-Janin, J. Boyer, A. Beaudou, ...) et congolaise (cf. P. de Boissezon et al. 1969) du bassin. Dans un premier mémoire, P. Quantin (1965) caractérisait les principaux types de sol centrafricain Les premières esquisses cartographiques de C. Sys et P. Quantin ont été utilisées dans les cartes de synthèse des sols d'Afrique de J.L. D'Hoore (1964) et de la FAO-Unesco (1974).

1.6.1. Processus de formation des sols

Les processus de formation des sols du bassin oubanguien ressortent de trois types d'action :

1.6.1.1. La ferralitisation

La pluie chaude, tombant le plus souvent en abondance sur le bassin de l'Oubangui, provoque une hydrolyse des minéraux des roches avec élimination dans les eaux de percolation des bases alcalines et alcalino-terreuses et d'une partie de la silice. Il s'agit d'une hydrolyse neutre ou alcaline, les eaux d'infiltration étant pauvres en gaz carbonique et acides organiques solubles. L'hydrolyse totale des silicates libère, outre les oxydes de fer, de la silice et de l'alumine. L'écoulement hydrique évacue les bases et une partie de la silice tandis que s'accumulent relativement des produits de synthèse peu solubles alumineux ou ferrugineux.

La ferralitisation se développe sur des roches mères très variées souvent sur une grande épaisseur. Le contenu minéral des sols est lié à la nature du drainage, de plus en plus réduit vers la base du bassin. Les secteurs à bon drainage (escarpements entaillés) sont favorables à la gibbsite et à la persistance d'illite résiduelle tandis qu'aplanissements, secteurs à drainage réduit sont favorables à la formation de kaolinite.

1.6.1.2. L'induration

L'induration est un processus qui vient en complément de la ferralitisation. Elle porte essentiellement sur les hydroxydes de fer et d'alumine. Dans le bassin oubanguien l'induration est ferrugineuse ou alumino-ferrugineuse, pratiquement jamais bauxitique. Le cuirassement est intense sur itabirites et roches basiques (cf. complexe amphibolo-pyroxénique du Mbomou ).

1.6.1.3. L'accumulation de matière organique

Normalement, température élevée et pluviométrie favorisent une minéralisation rapide de la matièreorganique. Les teneurs en matières organiques sont en général assez élevées (3 à 6 % dans l'horizon superficiel A1) sous couvert naturel. Autour de Bangui, on a noté que la teneur moyenne en matière organique de cet horizon s'abaisse de 5,7 % sous forêt à 2,6 dans les défrichements et de 3,2 % en savane à 2,2 en jachère.

Cependant en altitude, la baisse de température peut retarder la minéralisation de la matière organique dont l'accumulation peut atteindre 10 à 15 % (cf. source de l'Uele). Surtout, dans les zones marécageuses de la cuvette congolaise, on se trouve en présence de sols tourbeux ou semi-tourbeux avec 30 à 35 % de matière organique.

1.6.1.4. Le lessivage

Lorsque le drainage est convenablement assuré et la pluviosité suffisamment abondante, l'eau percolant à travers le sol entraîne silice et bases ; on dit que le sol est lixivié. À un horizon A lessivé peut correspondre un horizon B d'accumulation. Ce cas n'est pas général, il peut y avoir exportation latérale des argiles et des bases par lessivage oblique. De même sur sable dérivant des grès, l'altération est très profonde, on n'observe pas d'horizon B d'accumulation et l'on parle de " sols appauvris ".

1.6.1.5. L'hydromorphie

L'hydromorphie ou engorgement par l'eau peut s'accompagner d'une accumulation de matière organique (cf. sols hydromorphes organiques, sols tourbeux), mais ce n'est pas un cas général (cf. sols hydromorphes minéraux). Le plus souvent elle se traduit par la formation d'un horizon tacheté avec des plages grises, ocre ou rouges : c'est un " pseudo-gley ". Ces taches résultent d'une succession d'engorgements hydriques puis d'aérations du sol provoquant réductions et oxydations avec mises en mouvements suivies de précipitations du fer.

Lorsque l'engorgement est total, se développe un " gley ", gris bleuté (dans les gammes de couleurs Munsell 2,5 ou 5 Y). La phase réductrice est alors la plus longue, le fer réduit est mis en mouvement et peut être évacué du profil. On comprend facilement que l'hydromorphie, liée à un drainage déficient, soit d'autant plus répandue que l'on se rapproche de la base du bassin oubanguien.

1.6.2. Esquisse de classification des sols

1.6.2.1. Au Congo belge, C. Sys (1960)

Les pédologues de l'Ineac (Institut National pour l'Étude Agronomique du Congo belge) utilisaient une classification de type morpho-génétique. Au premier niveau de classification (" l'ordre ") on distingue les matériaux récemment déposés (par exemple les sols tropicaux récents en grande partie hydromorphes sur alluvions de la plaine centrale congolaise, indiqués " FU " par Sys, et les matériaux altérés anciens, kaolinitiques : " Kaolisols ". La subdivision en sous-ordres est en relation directe avec le pédoclimat. La loi de la zonalité horizontale et l'hydromorphie permettent de distinguer :

Dans ces deux sous-ordres, la plupart des sols constituent le grand groupe des " ferralsols " (RF), sols très évolués, à pédogenèse actuelle fortement réduite ou arrêtée, à teneur en argile supérieure à 20 %. La kaolinite y est mélangée à d'importantes quantités d'oxydes libres.

Un cas particulier important est représenté par les " ferralsols des plateaux de Yangambi " (YF) considérés comme dépôts éoliens ; on les observe sur le pourtour de la cuvette congolaise sous forêt dense humide ; leur texture argilo-sableuse au sommet devient sablonno-argileuse en descendant vers les vallées. Ils sont peu colorés.

En raison de leur intérêt agronomique, on distingue le groupe des " ferrisols " (RS), présentant un degré de saturation du complexe absorbant inférieur à 50 % dans les horizons B et C ; ils renferment un horizon B structural à revêtements argileux sur les surfaces des agrégats, avec un rapport limon/argile supérieur à 0,20 et plus de 10 % de minéraux altérables.

Les savanes d'altitude des sources de l'Uele sont caractérisées par un type de sols particuliers les " kaolisols à horizon sombre " (RR) avec un horizon humifère de surface A1 prononcé sans horizon A2 lessivé.

Dans d'autres régions du pays, était défini le groupe des " areno-ferrals " développé dans un matériau ferralitique contenant moins de 20 % d'argile sur plus de 1 m de profondeur (cf. sols " appauvris ", psammitiques sur sable dérivant des grès d'Ouadda, de Carnot, de Kembé se prolongeant au Zaïre sur la dorsale de Kota-Koli).

1.6.2.2. Au Centrafrique

La classification française, utilisée par les pédologues Orstom au Centrafrique et au Congo notamment, subdivisait la grande classe des sols à sesquioxydes (Fe2O3, Al2O3, ...), fortement individualisés et à matière organique de décomposition rapide, en sols ferrugineux tropicaux et sols ferralitiques (ex sols latéritiques). Ils se différenciaient par l'intensité de l'altération des minéraux, celle-ci se traduisant finalement par la formation des produits argileux dont le rapport SiO2/Al2O3 est au moins égal à 2 pour les sols ferrugineux, toujours inférieur à 2 pour les sols ferralitiques dont l'altération intense et profonde se produit en milieu plus chaud et plus humide. L'intensité du phénomène de ferralitisation était considérée comme limitée dans le cas des sols " faiblement ferralitiques " à rapport SiO2/Al2O3 compris entre 1,7 et 2) par opposition aux sols " fortement ferraltiques " (à rapport SiO2/Al2O3 toujours inférieur à 1,7).

Dans son esquisse pédologique du Centrafrique, P. Quantin (1965) distinguait :

1.6.2.3. Au Congo

Dans leur cartographie descriptive des sols du Congo, P. de Boissezon, G. Martin et F. Gras (1969) différencient les sols ferralitiques suivant leur degré de désaturation et la nature des matériaux. Ils distinguent ainsi parmi les sols ferralitiques fortement désaturés en B :

Enfin les sols inondables de la cuvette sont dénommés " sols hydromorphes organiques ", ce sont des sols tourbeux ou semi-tourbeux, localement associés le long de la vallée de l'Oubangui à des " sols peu évolués d'apport hydromorphes, sous prairie flottante. "

1.6.2.4. Cartes de synthèse

Tandis que la première carte de synthèse des sols d'Afrique établie par J. d'Hoore pour leC.C.T.A. (1964), utilisait une légende, compromis entre les institutions et pays uvrant en Afrique, la seconde fut préparée par J. Riquier pour la FAO-Unesco (1976) dans le cadre de la carte mondiale des sols avec une légende internationale, celle de la FAO. Cette synthèse présente l'intérêt de donner une estimation chiffrée des superficies couvertes par les diverses unités cartographiques, malheureusement elle semble surestimée car la somme en atteint 690 000 km2 pour le bassin de l'Oubangui.

La synthèse des cartes pédologiques à moyenne échelle du Centrafrique permit à Y. Boulvert (1983) de dresser une carte détaillée de ce pays et d'en déduire une carte à petite échelle pour l'Atlas Jeune Afrique de RCA (1984). La légende de cette carte peut être adaptée pour le bassin de l'Oubangui, en liaison avec la légende FAO.

Les reliefs rocheux résiduels surmontant la surface centrafricaine correspondent à des " lithosols " ou " sols lithiques ". Dans les entailles séparant par exemple la surface centrafricaine du piémont oubanguien, ces sols sont associés à des sols d'assez grand intérêt agronomique car érodés, proches de la roche mère, ils ont conservé des minéraux altérables (cf. sols " ferralitiques pénévolués "). Ce sont les " cambisols " de la FAO : de cambiare = changer, terme évoquant les changements de couleur, structure et consistance, résultant de l'altération in situ.

Un premier domaine correspond à l'extrémité de la surface centrafricaine, pratiquement au nord du 8e parallèle : " sols ferralitiques moyennement désaturés, ocre, rouges ou beiges ". En effet, contrairement à l'estimation de P. Quantin, il semble que dans le bassin de l'Oubangui, les sols ferrugineux tropicaux lessivés ne doivent être cités que pour mémoire alors qu'ils se développent largement dans les bassins nilotique et tchadien. Ce domaine correspond à une pluviométrie moyenne annuelle P comprise entre 1 200 et 1 350 mm avec 4 à 5 mois de saison sèche. Ces sols assez faiblement colorés (prédominance de sols ocre) sont moyennement indurés et, mal protégés par le couvert arbustif, assez souvent érodés, leur valeur agronomique est médiocre ; ils conviendraient au coton.

Dans les hauts bassins de la Ouaka, mais aussi du Chinko à la Ngoangoa, le long de l'interfluve Congo-Nil, le plus souvent donc au nord de 7° 30', s'étend le domaine des " sols ferralitiques moyennement désaturés, rouges ou ocre, parfois beiges ". On y observe le long des versants, la toposéquence classique de couleur : sols rouges sur les interfluves, puis ocre sur les versants et beiges en bas de pente. Ce domaine correspond à P entre 1 350 et 1 400 mm avec 3 à 4 mois de saison sèche.

La plus grande partie de la surface centrafricaine (bassins Uele-Mbomou mais aussi Ouaka, Mpoko) porte des " sols ferralitiques moyennement à fortement désaturés, bien drainés de couleur vive " correspondant à P entre 1 400 et 1 550 mm avec 2 à 3 mois de saison sèche. De qualité moyenne, ils permettent la plupart des cultures de savane : manioc, paddy, maïs, ... Un facteur limitant leur mise en valeur et notamment la mécanisation des cultures, réside dans la généralisation d'une nappe de gravats (gravillons ferrugineux, débris de cuirasses ou de filons quartzeux) ou " stone-line " (cf. sols " remaniés ").

Ces trois domaines pédo-climatiques sont subdivisés sur la carte FAO en deux seulement " Ferralsols orthiques " (d'orthos = droit, cf. type représentatif classique) au sud et " plinthiques " au nord (de plinthos = brique, argile tachetée durcissant irréversiblement après exposition à l'air. Il nous semble que le terme d'orthique aurait pu être réservé au deuxième domaine, le terme de " rhodique " (rouge) étant attribué au troisième.

Sur la surface centrafricaine, plusieurs types de sols doivent être misà part, notamment en raison de l'induration moyenne en général sur roches métamorphiques, particulièrement accentuée (cf.  " cuirasses " ou phase " pétroferrique ") sur roches basiques, cf. séries de Dialinga ou complexe amphibolo-pyroxénique de part et d'autre du Mbomou. Argileux et vivement colorés, ces sols, s'ils ne sont pas indurés, conviennent particulièrement au café et même au cacao avec une pluviométrie qui atteint 1 700 mm et une saison sèche inférieure à deux mois. La carte FAO rattache certaines de ces taches sur roches basiques aux " Nitosols " (de  nitidus, évoquant les agrégats brillants, luisants).

De même en fonction du matériau, il importe de mettre à part les secteurs de " sols ferralitiques appauvris en argile " sur matériaux sableux dérivant des grès mésozoïques (d'Ouadda, de Carnot) ou des grès-quartzites du Précambrien supérieur (de Kembé et de Kota-Koli). Correspondant aux " areno-ferrals " de Sys, ils sont dénommés " Arenosols ferralitiques " par la FAO. Pauvres en éléments minéraux et fragiles, ces sols doivent être laissés sous couvert naturel, ils ne conviennent guère qu'à l'élevage extensif.

Dans certains secteurs déprimés (cf. crypto-karst) de la surface centrafricaine, on observe des sols couramment répandus sur le piémont oubanguien, aussi bien au Zaïre qu'en Centrafrique : " sols ferralitiques fortement à moyennement désaturés rouges ou ocre ". Sur les glacis assez souvent indurés de ce piémont oubanguien on retrouve une toposéquence de couleur similaire de celle qui se développe plus au nord. Dans ces savanes périforestières, la pluviométrie est voisine de 1 500 mm avec 1 à 3 mois de saison sèche.

Sous couvert de forêt dense humide, l'induration ferrugineuse est très réduite -sauf sous la forêt du Mbomou- mais ce serait un signe de son extension assez récente. Les sols sont fréquemment décolorés et fortement désaturés " sols jaunes forestiers " ou " Ferralsols xanthiques " (= jaunes). Ces sols, s'ils sont meubles, avec plus de 30 % d'argile conviennent au palmier à huile, au café et à l'hévéa. Ils sont surtout fragiles notamment quant au défrichement par les engins mécaniques, leur fertilité se trouvant concentrée sur quelques centimètres de litière organique.

Les sols résultant d'un engorgement par l'eau sont de divers types :

Le potentiel foncier disponible du bassin de l'Oubangui apparaît considérable étant donné l'extension du couvert forestier et la faible densité de la population. L'exubérance de la végétation ne doit pas être confondue avec la fertilité des sols. On ne trouve pas dans ce bassin de riches terres volcaniques ; quant aux secteurs sur roches basiques, ce sont les plus indurés ; or une cuirasse compacte et superficielle rend les sols des lakérés inutilisables pour l'agriculture.

1.7. La végétation du bassin de l'Oubangui

La végétation constitue, avec le relief, l'élément le plus déterminant des paysages, c'est également un des facteurs les plus importants du régime des cours d'eau. La végétation est en relation étroite avec le climat qui varie avec la latitude mais également avec l'altitude. C'est ainsi que, tout comme la pluviosité, la végétation est de moins en moins humide vers le nord certes, mais également vers le nord-est et l'interfluve Congo-Nil. Il a été montré par ailleurs (Boulvert Y. 1987b, 1990) que cet interfluve n'est pas une simple ligne de partage des eaux mais un escarpement de pseudo-cuesta qui joue un rôle important sur la morphologie, le relief, le climat et la végétation. Les explorateurs tels G. Schweinfurth (1871), W. Junker (1890), Dr Cureau (1904) avaient noté le contraste entre l'escarpement nilotique à écoulement torrentiel et surtout temporaire et le versant congolais peu incliné, sur lequel le développement de galeries forestières freinait l'écoulement des eaux.

1.7.1. Facteurs affectant la végétation

Dans le bassin de l'Oubangui, l'altitude varie de 1 700 à 300 m mais très progressivement ; il n'y a pas de " formations montagnardes " plus que de reliefs accentués. La partie méridionale de ce bassin est encore très largement occupée par la forêt dense ombrophile (qui aime la pluie) ou sempervirente, c'est-à-dire toujours verte. Les influences édaphiques s'y font difficilement sentir et le sol, tout au moins en apparence, modifie peu la physionomie et la composition de la forêt. Toutefois, dans la cuvette congolaise, en amont du confluent Oubangui-Zaïre, l'excès d'eau favorise la forêt dense marécageuse.

L'influence de l'Homme sur la végétation se fait surtout sentir dans le secteur périforestier englobant la grande forêt, tout pariculièrement dans les secteurs, relativement peuplés, correspondant aux grandes vallées : Oubangui, Uele, Mbomou, tout particulièrement de part et d'autres des axes routiers le long desquels la population s'échelonne. Par ailleurs, la grande région des savanes est, chaque saison sèche, traversée par des feux courants. La végétation ligneuse a dû s'adapter pour subsister, en se protégeant par exemple d'une écorce liégeuse. Les espèces les plus communes sont dites pyrophiles ou mieux pyrotolérantes. Les hauts bassins de la Kotto, du Mbomou peu peuplés, sont en voie de désertion, depuis au moins un siècle et demi. Cette diminution de la pression anthropique peut permettre à la végétation forestière de se reconstituer comme on le voit de nos jours sur le plateau gréseux d'Ouadda (Y. Boulvert, 1990).

1.7.2. Données de délimitation phytogéographique

L'ancien Congo belge donna lieu le premier à des essais de synthèses floristiques ou phytogéographiques avec les ébauches de J. Léonard et W. Robyns (1952), suivies de l'essai de carte de végétation de R. Devred (1958), le tout s'appuyant sur la Flore du Congo belge et du Ruanda-Urundi, publiée par l'Ineac en fascicules de 1948 à 1963. J. Hecq et D. Froment (n.d.) apportent quelques précisions sur la végétation d'altitude du Haut-Uele.

Ces données seront utilisées dans les cartes de végétation d'Afrique d'A. Aubreville et al. (1959) et F. White (1981), de même que l'esquisse phytogéographique du Congo de B. Descoings (1969). Pour le Centrafrique, les territoires phytogéographiques, esquissés par R. Sillans (1958), ont été précisés par Y. Boulvert (1986). À noter les Atlas Jeune Afrique qui donnent par pays une présentation schématique du couvert végétal, cf. B. Peyrot (1977) au Congo, A.K. Fahem au Zaïre et J.P. Régner (1984) au Centrafrique.

1.7.3. Forêt guinéo-congolaise ombrophile

F. White (1986) rattache le bassin de l'Oubangui à trois des subdivisions chorologiques principales d'Afrique : les deux centres régionaux d'endémisme : guinéo-congolais (I) au sud, soudanien (III) au nord, séparés par la zone de transition guinéo-congolaise-soudanienne (XI).

Réservant le terme de sempervirent à la forêt côtière hygrophile, F. White dénomme " forêt ombrophile semi-sempervirente humide mélangée ", la forêt de la cuvette congolaise à pluviosité moyenne annuelle comprise entre 1 600 et 2 000 mm avec une courte saison sèche, inférieure à trois mois. Cette forêt se rencontre sur sols bien drainés, un peu partout dans le sud du bassin de l'Oubangui-Uele. Une espèce comme Oxystigma oxyphyllum, le " tchitola " des forestiers, en est significative.

Des arbres géants, présents en abondance, sont des témoins de l'ancienne forêt rimaire. Citons des Méliacées :

Entandrophragma angolense (" tiama "), E. candollei (" kosipo "), E. cylindricum (" sapelli "), E. utile et des Sapotacées : Autranella congolensis (" mukulungu "), Manilkara sp.

1.7.4. Forêt semi-caducifoliée de bordure

Des espèces, absentes dans les types humides méridionaux, se rencontrent sur la périphérie nord de la forêt qui est de type semi-décidue ou semi-caducifoliée. D'avion ou sur les photographies aériennes on peut suivre la densité des cimes défeuillées qui apparaissent comme autant de points blancs. Citons à côté des Celtis : C. mildbraedii, C. philippensis (" ohia "), C. tessmanii (" diana "), Afzelia africana (" doussié "), Aningeria altissima, (" mijikali "), Aubrevillea kerstingii, Khaya grandifoliola (cf. acajou). À noter qu'une espèce du versant atlantique camerounais comme Mansonia altissima (" bété "), inconnue au Zaïre et au Congo, peut encore se rencontrer dans la partie centrafricaine du bassin.

Cette forêt de lisière est fortement secondarisée. On y rencontre des espèces caractéristiques des forêts secondaires : Ricinodendron heudelotii, Pycnanthus angolensis (" ilomba ") à côté de Musanga cecropioides (parasolier), Myrianthus arboreus, Trema orientalis, Harungana madagascariensis. Deux essences héliophiles d'exploitation commerciale à croissance rapide sont particulièrement intéressantes : Triplochiton scleroxylon (ayous) et Terminalia superba (limba). À noter qu'elles disparaissent sur les larges interfluves sableux dérivant des grès : la forêt y est peu secondarisée car, faute de points d'eau, ils étaient difficiles à défricher. En raison de l'éloignement de la mer, l'exploitation forestière se réduit à quelques espèces de haute valeur commerciale : sapelli, ayous, limba, ...

La limite nord de la forêt dense humide présente des indentations. Elle remonte un peu au-delà de Bangui-Zongo le long de l'Oubangui, redescend vers l'intérieur de la boucle de ce cours d'eau avant d'en longer la rive sud, en amont entre Mobaye et Yakoma. Toutefois, contrairement à ce qu'indique la carte de végétation de l'Afrique, un lambeau notable de ce type forestier se conserve au nord-ouest de Bangassou. À partir du bassin du Bili demeuré boisé, la limite septentrionale du domaine forestier s'incurve vers le sud-est. En Uele elle suit l'hysoplèthe de quatre-vingts jours de sécheresse et le front d'influence des vents secs du Soudan, selon R. Devred (1958). Cette forêt lisière du Mbomou se distingue par la présence d'espèces arborescentes facultatives de savanes telles Anogeissus leiocarpus et Afzelia africana et par l'abondance du palmier à huile : Elaeis guineensis, espèce absente du bassin nilotique : on ne l'observe qu'au sud de l'interfluve Congo-Nil. R. Devred (1958) distingue des forêts denses humides sempervirentes mélangées des forêts denses humides semi-décidues subéquatoriales et guinéennes des basses vallées de l'Oubangui et de l'Uele, celles, mélangées d'essences forestières semi-décidues suborophiles, du haut-bassin du Bomokandi au-dessus de 800 m.

1.7.5. Forêt ombrophile guinéo-congolaise à une seule espèce dominante

À côté de la forêt ombrophile mélangée, hétérogène, on rencontre sur la bordure sud du bassin oubanguien de petits îlots sempervirents à une seule espèce dominante. On les observe un peu partout dans une large auréole encadrant le centre de la cuvette congolaise. Parmi les cinq espèces de légumineuses césalpinioédées qui dominent ces îlots, la plus commune dans le bassin de l'Oubangui est Gilbertiodendron dewevrei. La strate supérieure d'une hauteur habituelle de 35 à 45 m est uniforme et dense. Venant du fouillis végétal des forêts lisières hétérogènes, secondarisées et souvent dégradées, on est frappé par ces peuplements purs aux sous-bois clairs. Les entrelacements de lianes en sont absents et on circule aisément sur un épais tapis de feuilles mortes. C. Evrard (1960) considère cette forêt à une seule dominante comme le climax type. Gilbertiodendron dewevrei croît en forêt riveraine ou marécageuse sur sol sablonneux mais aussi sur sols à argiles rouges bien drainés et bonne rétention d'eau en Ubangi-Uele. Le bilan hydrique des sols sous cette formation est toujours favorable. Au Centrafrique, on le retrouve sur grès de Carnot au sud du Bodingué. La distribution de Julbernardia seretii est moins étendue, on en connaît un peu dans l'Uele entre 500 et 800 m d'altitude. Inversement la forêt à Brachystegia laurentii s'observe dans la cuvette centrale au-dessous de 500 m d'altitude.

1.7.6. Forêts inondables et marécageuses

Une place doit être réservée à la forêt riveraine guinéocongolaise et à la forêt marécageuse qui s'étend largement de part et d'autre du confluent Oubangui-Zaïre. Elle est restée pratiquement vierge en raison de ses difficultés d'accès. Les palmiers grimpants (Ancistrophyllum, Eremospatha et Calamus) y sont particulièrement caractéristiques à côté de Guibourtia demeusei (" bubinga "), Uapaca guineensis (" rikio "), Mitragyna ciliata et M. stipulosa (" bahia "), Carapa procera (" crabwood "), Entandrophragma palustre, Oubanguia africana, Pandanus candelabrum, Raphia spp. Beaucoup de ces arbres ont des pneumatophores et certains possèdent des racines-échasses. En Ubangi, selon R. Devred (1958), par atterrissement progressif des vallées, la composition floristique de ces forêts évolue vers une forêt à Gilbertiodendron dewevrei.

En première approximation, la forêt dense guinéocongolaise couvrirait dans le bassin oubanguien 161 000 km2 dont 133 000 km2 pour la forêt de terre ferme et 28 300 km2 pour la forêt marécageuse.

1.7.7. Savanes périforestières

Le domaine guinéo-congolais s'étendrait sur 345 000 km2 soit un peu plus de la moitié du bassin oubanguien, les savanes périforestières et incluses en forêt avec les résidus mixtes et galeries forestières en recouvrant un peu plus de la moitié (183 500 km2). On peut les différencier suivant leur origine soit édaphique sur cuirasses ferrugineuses ou sols hydromorphes soit anthropique. Elles sont souvent parsemées d'espèces arbustives pyrotolérantes : Bridelia ndellensis, Hymenocardia acida, Annona senegalensis et Terminalia glaucescens. À côté du rônier : Borassus aethiopum, souvent abondant dans les plaines karstiques, on y rencontre également Vitex madiensis, V. doniana, Crossopteryx febrifuga, Nauclea latifolia.

D'après la strate herbacée on distingue de la même façon trois principaux groupements végétaux. Celui à Hyparrhenia : H. diplandra, H. familiaris accompagné de Urelytrum thyrsioides et Jardinea congoensis. Le groupement à Pennisetum purpureum (" sissongo " ou herbe à éléphants) forme transition entre les savanes à Hyparrhenia et les recrus forestiers. Les mises en cultures répétées conduisent fréquemment à l'envahissement par Imperata cylindrica (" herbe-baïonnette ").

Il faut également signaler la présence tout au long de la lisière forestière des savanes d'aspect mamelonné à termitières géantes dues à Bellicositermes bellicosus rex. Ces édifices de plusieurs dizaines de mètres cubes s'allongent depuis les grès de Carnot jusqu'à l'Uele de part et d'autre de l'Oubangui ; ils sont particulièrement remarquables dans les environs d'Alindao.

Signalons enfin que R. Devred (1958) cartographie le secteur des sources de l'Uele en " savanes herbeuses (Hyparrhenia - Themada - Loudetia) et boisées remplaçant les forêts denses humides semi-décidues sub-montagnardes de transition à Turraea vogelioides, Beilschmiedia oblongifolia, en voie de complète disparition ".

Vers la source de l'Uele, J. Hecq et D. Froment rattachent le haut-versant sud-ouest de l'Uele au domaine périguinéen avec, à côté des lambeaux forestiers, une dominance des groupements herbeux, les uns à Pennisetum purpurem, les autres à Seteria sphacelata.

1.7.8. Domaine soudano-guinéen de transition

Limites

Exceptionnellement sur le plateau gréseux de Carnot, la forêt dense guinéenne passe, sans l'intermédiaire des savanes périforestières, aux savanes soudano-guinéennes à Burkea-Lophira. Plus à l'est, cette limite sud du domaine soudanoguinéen suit l'escarpement séparant la surface centrafricaine du piémont oubanguien via Boali-Bambari. Elle emprunte la limite sud du plateau gréseux de Nakando (au sud de Bakouma), puis s'infléchit vers le sud-est au travers du plateau cuirassé du Mbomou dans lequel les plateaux cuirassés se rattachent au domaine soudano-guinéen et les forêts vallicoles à celui guinéen de la forêt dense humide. Depuis Zémio vers l'est-sud-est, cette limite rejoint la vallée de l'Uere et les sources de l'Uele.

La limite nord de ce domaine de transition se traduit par l'apparition des premières savanes boisées souda-niennes à Isoberlinia-Monotes-Uapaca, des bambousaies ou du karité. Franchissant l'interfluve Congo-Tchad, elle apparaît le long des arêtes quartzitiques des Mbrés-Bakala. Elle remonte ensuite vers le nord (une grande partie du plateau gréseux d'Ouadda s'y rattache) avant de redescendre vers le sud-est par le confluent Bita-Vovodo jusqu'au sud du mont Dangoura à partir duquel elle se prolonge dans le bassin du Nil. Des îlots du domaine soudanien situés plus au sud -parfois à 200 km- semblent correspondre à des témoins paléoclima-tiques d'une ancienne extension. Citons au Centrafrique ceux de Boali, de Tilo et des grès de Nzako auxquels il faut rajouter au Zaïre les témoins du parc de la Garamba sur l'interfluve Congo-Nil. Ainsi délimité, ce domaine soudano-guinéen couvre un peu plus de 200 000 km2, soit 32 % du bassin oubanguien.

Dans ce domaine de transition, on est avant tout frappé par la conservation de témoins des " forêts denses semi-humides " (Boulvert Y., 1986) très improprement dénommées par F. White (1986), " forêt claire de transition soudanienne ". Par cette appellation on veut souligner que -notamment sur le plateau gréseux d'Ouadda- subsistent tous les intermédiaires entre les forêts denses humides et sèches. Le sous-bois y est dense, sans graminées, il reste vert en saison sèche et les feux courants le contournent. À côté d'Anogeissus leiocarpus et Albizia zygia, on y relève en sous-bois Rothmania whitfieldii, Anthocleista oubanguiensis, Allophylus africanus, Magnistipula butayei, Chaetacme aristata, Ochthocosmus africanus, Santaloides afzelii ...

Dans le secteur des plateaux cuirassés étagés du moyen Mbomou, on observe localement une différenciation altitudinale des formations végétales, les savanes et couronnes forestières soudano-guinéennes surmontent des forêts vallicoles lisières guinéennes avec Spathodea campanulata (" tulipier "), Myrianthus arboreus ...

À côté de ces témoins forestiers qui se prolongent vers le nord en suivant les galeries forestières, on rencontre des savanes arborées à espèces dominantes : Burkea africana, Lophira lanceolata, particulièrement remarquables sur le plateau gréseux de Carnot au Centrafrique. D'autres sont à espèces mélangées, les unes d'affinités soudaniennes : Terminalia laxiflora, d'autres guinéennes : Terminalia glaucescens, certaines anthropiques : Daniellia oliveri, sans compter les savanes arbustives banales pyrotolérantes.

Assez fortement dégradée par l'Homme, au nord de Bangui (bassin Mbi-Mpoko), la végétation de ce domaine l'est beaucoup moins dans l'est centrafricain, de même au nord-est du Zaïre.

La strate herbacée présente certaines caractéristiques comme celles de la végétation des clairières sur cuirasses subaflueurantes dites bowe en Afrique Occidentale, lakéré en Centrafrique , ou pengbele dans l'Uele. Seules parviennent à s'y installer des petites herbacées annuelles : Panicum, Eragrostis, Loudetia (annua, coarctata), Ctenium (elegans, newtonii), Cochlospermum tinctorium, Bulbostylis coleotricha. La surface de ces lakéré est souvent parsemée de termitières champignons édifiées par Cubitermes fungifaber. Ces lakérés légèrement incurvés en auge, servent au rassemblement des eaux de pluies. Le ruissellement y est intense par rapport aux savanes et surtout aux orêts environnantes. Dans les bassins de l'Oubangui, les lakérés couvrent près de 15 000 km2 ; ils sont particulièrement répandus sur le complexe amphibolo-pyroxénique de part et d'autre du Mbomou.

Les associations de graminées sont de meilleures indicatrices de la nature des sols que les ligneux. Ainsi Loudetia arundinacea affectionne les sols sableux ou gravillonnaires. Brachiaria brizantha, d'écologie plus stricte se cantonne sur les sols sableux. Setaria sphacelata est une plante pionnière virulente tandis que Panicum phragmitoedes est le dernier rempart contre le surpâturage, développé autour de Bambari. Sur colluvions de vallées Hyparrhenia diplandra prédomine. Les bordures des plaines inondables sont dominées par des graminées hautes, telles Hyparrhenia rufa, Loudetia phragmitoedes, Jardinea congoensis, ...

Dans le haut-bassin de l'Uele (versant nord-ouest), J. Hecq et D. Froment distinguent deux grands groupements herbeux : les savanes à Loudetia arundicacea avec Protea madiensis sur les versants érodés des collines et Brachiaria fulva avec Hyparrhenia filipendula sur les sols les plus profonds.

1.7.9. Domaine soudanien

Le domaine soudanien, ou plus précisément médio-soudanien selon la terminologie de R. Letouzey (1968) est le domaine d'élection des savanes à espèces dominantes (autrefois dénommées " forêts claires ") telles Uapaca-Isoberlinia-Monotes, outre Burkea-Lophira à côté de savanes à espèces mélangées (Sillans R., 1958) : Terminalia laxiflora-Grewia mollis et Combretum hypopilinum. L'espèce ligneuse la plus répandue est le karité : Butyrospermum paradoxum ssp. parkii.

Une formation particulière est également typique de ce domaine : la bambousaie à Oxytenanthera abyssinica, aux fourrés difficilement pénétrables. Les peuplements les plus denses s'observent à la périphérie nord du plateau gréseux de Mouka-Ouadda. À partir des arêtes quartzitiques des Mbrés, on les retrouve tout au long de l'interfluve Congo-Nil (Mt Abourassein, Mt Dangoura), jusqu'au Zaïre ou R. Devred (1958) les signale à l'est de la source de l'Uele. L'aire de répartition d'une cycadacée : Encephalartos septentrionalis présente des analogies avec la précédente. On la suit depuis les Mbrés-Ouadda tout au long et de part et d'autre de l'interfluve Congo-Nil.

Dans ces régions dépeuplées, les formations ligneuses sont bien conservées : savanes arborées ou forêts claires. À l'extrémité nord du domaine médio-soudanien qui couvre 94 500 km2, soit 14,6 % du bassin oubanguien, on voit apparaître sur les contreforts du massif du Dar Chala des espèces soudano-sahéliennes telles Boswellia papyrifera, Haplocoelum gallaense, Tricalysia djurensis. Tandis qu'Aframomum sp. se raréfie dans le domaine médio-soudanien, les Andropagonées dominent la strate herbacée : Hyparrhenia (H. rufa, H. diplandra), Andropogon gayanus et surtout Cymbopogon giganteus.

Ainsi les savanes qu'elles soient arbustives périforestières ou arborées soudano-guinéennes ou médio-soudaniennes couvrent 460 000 km2 soit 70 % du bassin oubanguien. Toutes sont susceptibles d'être traversées chaque annéepar les feux courants dont les images satellites montrent que le front de progression peut dépasser la centaine de kilomètres. Ces feux nettoient la savane et permettent une repousse de l'herbe appréciable pour les troupeaux. Dénudant le sol, ils sont par contre néfastes, surtout juste avant les premières pluies en mars-avril.

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