Source. Snadrine LAMOTTE, 1993. "Essai d’interprétation dynamique des végétations en milieu tropical inondable.La plaine alluviale de haute Amazonie." Doctorate Biogeography, 1992, Univ. Sciences Montpellier. Publ.IRD, 423 p. ISBN - 2-7099-1165-5

Spécificité de la haute Amazonie

Les rivières sub-andines (principalement Ucayali, Marañon et Napo, confluant vers Iquitos, Pérou) apportent à l’Amazone la majeure partie de sa charge sédimentaire (Irion 1984), et leur plaine alluviale, comme celle de l’Amazone (la várzea des brésiliens) s’est construite par l’accumulation de sédiments post-glaciaires issus de la météorisation des roches andines (Puitzer 1984, Irion op. cit., 1989, Krook 1990). La charge sédimentaire s’amenuise vers l’aval du réseau hydrographique le long de l’axe principal : 350 mg/l à l’embouchure de l’Ucayali, 80 mg/l dans l’estuaire (Gibbs 1967, cité par Irion op. cit.).

La plaine alluviale est relativement stable en Amazonie centrale et en basse Amazonie : l’apport de sédiments est compensé par l’érosion (Sioli 1975, Sternberg 1960). Par contre, cet équilibre n’est pas atteint en amont de la confluence Marañon-Ucayali, où la sédimentation l’emporte (Lathrap 1968). Ces deux parties de l’axe Ucayali-Amazone sont ainsi caractérisées par deux dynamiques fluviales différentes : en amont de la confluence, un système de méandres, et en aval, la présence de chenaux multiples contournant de grandes îles de forme lenticulaire. A ceci s’ajoute un volume d’eau croissant vers l’aval. L’évolution géomorphologique est donc diverse selon les régions : plutôt rapide et de faible amplitude en amont, ample et plus lente en aval.

En amont d’Iquitos, les méandres de l’Ucayali tendent à recouper rapidement leurs propres rives du fait de leur migration latérale et vers l’aval, et la durée moyenne d’existence d’un méandre avant son recoupement est estimée à 500 ans par Lathrap (1968)dans la région de Pucallpa, sur la base des vestiges archéologiques retrouvés. Les microreliefs de la plaine alluviale se répartissent en une mosaïque complexe d’unités relativement éphémères, par rapport aux grandes îles d’Amazonie centrale. Ici, Sternberg a relevé des traces de peuplement humain d’environ 2000 ans sur l’île de Careiro près de Manaus (1956).

D’autre part, les micro-reliefs observés dans la vallée de l’Ucayali sont caractéristiques des rivières à méandres, aussi bien en région tempérée et froide (voir par exemple Hickin 1974, Nanson 1980 a&b, Kalliola et Puhakka 1988) que tropicale : création de levées alluviales par l’accumulation des dépôts ( restingas amazoniennes), formation de zones basses plus ou moins étendues en arrière des levées ( campos brésiliens, barriales péruviens, backswamps des anglophones), recouvrements de méandres avec formation de lacs dans les bras morts( cochas péruviennes, oxbow-lakes en anglais), migration latérale et vers l’aval des méandres actifs... (fig). Mais ces phénomènes se déroulent à des vitesses plus grandes en amont qu’en aval du bassin hydrographique amazonien, et dans les deux cas supérieures à ce qui se produit sous les hautes latitudes.

Schéma de la plaine alluviale d’une rivière à méandres. 1. Levées (levees, restingas altas) ; 2. Levées/dépressions (ridges/swales, restingas bajas / bajeales) ; 3. Plaine alluviale ; 4. Dépôts anciens ; 5. Dépôts récents

Sur une topo-séquence de 1000 m de longueur que nous avons observée se succèdent 9 levées, soit une distance moyenne de 111 m entre deux crêtes. Le relief ondule avec une amplitude de 5 m entre le point le plus haut et le point le plus bas de la topographie. Et enfin, la 9e levée ayant approximativement 40 ans, la périodicité moyenne de formation des levées peut être estimée à 4,5 années sur ce site.

Les chiffres correspondants donnés par Nanson (1980a) pour la rivière Beatton, qui prend naissance dans les Montagnes Rocheuses au Nord du Canada et serpente dans la plaine orientale qui les borde, sont de 12 m de distance entre deux levées, une hauteur moyenne de 0,6 m et une périodicité, déterminée à l’aide de la dendrochronologie, de 27 ans (technique qu’il serait peut-être possible d’utiliser de cette façon dans la plaine alluviale amazonienne, les cernes de croissance y témoignant non pas directement de la succession des saisons, mais de celle des inondations -voir les travaux de Worbes 1985, 1989).

Schéma des successions de levées sur la rivière Beatton (Colombie britannique)

Ces chiffres correspondent à des climats contrastés (boréal/équatorial), et pourraient montrer une disparité importante dans la vitesse d’évolution géomorphologique des plaines alluviales du globe selon les latitudes. Soulignons que la rivière Beatton s’étend sur 500 km, et l’Ucayali sur une distance 6 fois supérieure, et qu’il conviendrait de comparer deux bassins versants de dimensions égales, et deux rivières naissant à la même latitude. Mais la comparaison est-elle possible ? Le Saint-Laurent, plus long fleuve d’Amérique du nord, est seulement un peu plus long que l’Ucayali... Les dimensions des grands fleuves tropicaux et de leurs bassins versants sont dues au volume des précipitations annuelles que reçoivent ces régions, et au rôle particulièrement efficace que semblent jouer les végétations tropicales dans la rétention de l’eau, grâce notamment à une densité racinaire élevée (Klinge, cité par Sioli 1975).

Il se pourrait bien que les phénomènes ne soient comparables que dans certaines limites. Sioli (op. cit.) a bien souligné comme les rivières sont l’expression de leur environnement, et sont, avant tout, le produit de la gestion naturelle des eaux dans l’ensemble des bassins versants, résultant à la fois du climat, qui conditionne les principaux caractères géographiques et géomorphologiques, mais aussi de la végétation sur l’ensemble du bassin, et de son rôle principal sur la régulation des flux.

Plus le bassin versant de la rivière est étendu et le climat agressif pour les sols, plus le débit et la charge sédimentaire sont importants et la dynamique fluviale active, et plus les reliefs auxquels la dynamique fluviale donne naissance sont amples. Sous climat boréal, les microenvironnements des levées et des dépressions sont suffisamment différents pour donner lieu au développement en bandes distinctes de communautés de plantes facilement repérables sur photographie aérienne (Hickin 1974), mais la construction des levées est plus lente, les dépôts sont moins volumineux, et effectués au sein d’une dynamique fluviale moins active (courants plus faibles, moindre charge sédimentaire). Les reliefs sont moins marqués, moins étendus (fig), et plus rapidement masqués par un développement de la végétation moins différencié. Les dépressions sont identifiées par leur drainage déficient caractéristique, mais les levées ne sont plus mentionnées en tant que telles, et seulement qualifiées de "zones bien drainées" (Kalliola & Puhakka 1988). Il reste néanmoins constant que les variations à grande échelle [1] de la végétation sont fondamentalement contrôlées par un complexe de gradients associés au temps et à l’élévation, et que la distribution spécifique est largement contrôlée par l’inondation (Kalliola & Puhakka op. cit.). Sioli insiste beaucoup sur le rôle protecteur des écosystèmes que joue la végétation.

La spécificité de la haute Amazonie semble avant tout s’exprimer à travers sa dynamique fluviale, particulièrement active. L’érosion des berges entre Jenaro Herrera et Requena peut atteindre 40 m en une année, ce qui est considérable par rapport à la largeur du lit mineur (1 à 2 km). L’épaisseur du dépôt annuel à certains endroits peut dépasser 2m. On a le sentiment d’assister à la vision accélérée de mouvements moins directement perceptibles ailleurs.

La mobilité géomorphologique exceptionnelle dans l’amont du bassin versant amazonien était déjà soulignée par Huber (1909), puis plus récemment par Sternberg (1960) et Lathrap (1968).

D’autre part, la spécificité de la haute Amazonie s’exprime à travers une pulsation des eaux qui est unique et relativement concentrée dans le temps, liée au climat qui affecte la région andine à l’ouest, contrairement au régime tamponné par l’arrivée des affluents nord et sud du cours principal de l’Amazone (Sternberg 1957), phénomène également décrit pour le Niger (Welcomme 1986). Par ailleurs, la plaine inondable de l’Ucayali est en de nombreux endroits limitée par la présence de failles (Dumont et al. 1988), et l’écoulement des eaux se trouve en conséquence limité dans le temps et dans l’espace. La dynamique géomorphologie est particulièrement intense, animée par des phénomènes d’érosion et de sédimentation intenses car non seulement la charge sédimentaire est importante par unité de volume d’eau, mais elle l’est également en valeur absolue par rapport au cours central et inférieur de l’Amazone, charriée par des cours d’eau de moindre débit, en un temps relativement court, et déposée dans un espace limité.

Comment se forment les reliefs ?

- Pourquoi les méandres se forment-ils ? Leopold et Langbein (1966) ont constaté expérimentalement que dans certaines limites de valeur de pente, et sur un support parfaitement lisse, la sinuosité d’un cours d’eau se dessinait systématiquement. Sternberg (1957) fait état d’expériences réalisées par la Waterways Experiment Station (Vicksburg, Mississippi), qui montrent qu’un cours d’eau initialement rectiligne, sur faible pente, et parcourant un terrain constitué de matériel incohérent, devient sinueux. Ce deuxième groupe d’expériences présente également l’intérêt de montrer que l’impulsion rythmique du flux entraîne dans des conditions par ailleurs identiques une sinuosité plus marquée, la division du cours d’eau en chenaux, et la formation d’îles lenticulaires. Le tracé d’un écoulement sinueux est donc fonction du volume d’eau circulant, de la nature du substrat, de la pente dévalée, mais aussi de la rythmicité de l’écoulement. On peut en déduire que la variabilité de l’intensité des crues joue également un rôle dans le cheminement des masses d’eau.

- Pourquoi les méandres se déplacent-ils ? La force et la direction des courants, les forces de frottement qui s’exercent sur les parois et dans le fond, la cohésion des sédiments, l’instabilité géologique interviennent dans les processus d’érosion et de dépôt le long des rives, et dans la migration latérale (force centrifuge) et vers l’aval (pesanteur) des méandres.

- De quoi dépend la vitesse de la migration des méandres ? Le rythme de migration des méandres est notamment fonction du rayon de courbure du méandre rapporté à la largeur du chenal (Hickin 1974). Interviennent également le débit, l’inclinaison de la surface de l’eau, la nature des matériaux constitutifs des berges, la végétation, la hauteur de la rive concave (Hickin et Nanson 1975). Enfin, l’évolution d’un méandre est influencée par celle des méandres situés en amont et immédiatement an aval.

- Où se produit l’érosion, lors du déplacement des méandres ? L’érosion des berges se produit essentiellement dans la courbure des rives concaves, frappées de plein fouet par les plus forts courants (fig). Le sapement par la base est le processus d’érosion le plus important.

Schéma de la circulation des courants et contre-courants de surface, dans un méandre et sur une portion droite de cours d’eau. La flèche en pointillé indique le sens de la migration du méandre. Cette orientation est légèrement décalée vers l’aval par rapport à l’axe du méandre, en raison de la combinaison des forces migratoires latérales et vers l’aval. L’épaisseur des flèches est proportionnelle à la force des courants

- Comment se font les dépôts dans les zones d’accrétion ? En ce qui concerne les dépôts, on distingue en théorie deux types d’accumulation :

>> l’extension des terres émergées se produit par l’allongement des méandres, consécutif aux dépôts successifs de sédiments véhiculés par les eaux du chenal ( lateral accretion ) tandis que les rives concaves reculent sous l’effet de l’érosion ;

>> l’acculumation verticale ( vertical accretion ), qui hausse le niveau de la surface du sol (Walker & Cant 1979) est le résultat du transport par-delà les bordures du chenal principal, puis du dépôt des sédiments en suspension dans l’eau.

  Quelle est la granulométrie des dépôts alluviaux ? L’accroissement latéral est principalement dû au dépôt de sédiments grossiers, tandis que l’élévation du niveau de la surface dans la plaine est essentiellement assurée par le dépôt des particules fines.

Cependant, la distinction granulométrique ne suffit pas, car des dépôts très fins peuvent également se produire en bordure du chenal principal (c’est là par exemple qu’est cultivé le riz sur les bords de l’Amazone). Il s’agit de deux modes de dépôts différents, et c’est alors l’étude de la stratigraphie qui permet en dernier lieu de les différencier quand ces dépôts sont anciens (Nanson 1980 b).

La granulométrie des dépôts est en général de plus en plus fine :

>> au fur et à mesure que l’on s’éloigne des chenaux principaux, lieux de passage des courants. Loin de ces derniers, l’arrivée de la nappe d’eau se fait lentement et sans turbulence, et elle ne dépose que des particules fines, tandis que les sables ont été déposés à la rencontre des premiers obstacles -topographiques et végétaux- ralentissant la circulation de l’eau ;

>>au fur et à mesure que la surface s’élève avec les apports successifs.

Lorsque l’accumulation latérale et/ou verticale de sédiments émerge aux basses eaux, on parle de plage ( playa ), qu’elle soit sableuse ou limoneuse. Lorsque le niveau est suffisant pour qu’une végétation pérenne s’installe, on parle de levée (Michel 1963, Tricart 1977), de restinga , suivant le terme brésilien adopté au Pérou (désignant à l’origine en brésilien les cordons sableux littoraux formés par les courants marins), ou de scroll-bars , ridges en anglais.

  Morphologie et formation des nouvelles levées Si la morphologie de ces reliefs fut souvent décrite, leur mode de formation est resté mal connu. Le dépôt est plus important en bordure des chenaux, du fait du ralentissement brutal du courant lorsque, lors de la montée des eaux, la nappe d’eau pénètre à l’intérieur des terres, donc dans la végétation. D’où la forme dissymétrique caractéristique des levées, avec une pente raide du côté orienté vers le chenal, douce dans la direction opposée. L’émergence d’une levée serait donc due à un dépôt abondant de sédiments en suspension en un lieu où le flux serait séparé en deux par un obstacle : plage, banc de sable, haut fond (Nanson 1980 b).

Mais qu’est-ce qui provoque la formation d’une levée ?

Les forces de frottement qui s’exercent sur les parois des chenaux ralentissent la circulation de l’eau à proximité de ces parois. Il en résulte la formation de tourbillons dans le sens des aiguilles d’une montre le long de la rive droite, dans le sens inverse du côté opposé, et donc de contre courants juste en bordure des terres (fig). Ces remous contribuent à l’érosion des rives concaves [2]. L’origine de la formation des levées réside dans l’existence de ces contre courants. Le ralentissement puis l’inversion du courant sur les bordures des rives convexes, en provoquant le dépôt des particules grossières, initie le rehaussement du fond le long d’une ligne parallèle à la rive, et à une distance de celle-ci qui est proportionnelle au rythme d’évolution du méandre : plus le rayon de courbure est petit, plus la distance de formation d’une nouvelle levée est grande, plus le méandre se creuse, et moins le relief qui en résulte est marqué.

Lors du déplacement latéral d’un méandre, et au fur et à mesure que la sinuosité s’accentue, les levées se succèdent dans le sens de la migration du méandre. La rive convexe avance, tandis que la rive concave opposée recule. L’âge des levées augmente donc avec la distance aux chenaux.

Entre les levées, les dépressions sont abritées des courants sauf dans le cas de fortes crues, ou s’il s’agit de chenaux secondaires qui peuvent continuer de recevoir des dépôts sableux. La partie amont des dépressions peu profondes est progressivement colmatée. Elles se transforment alors en véritables cuvettes de décantation : "Swales are filled with fine-grained muddy sediments, or marshes may develop in them" (Reinech & Singh 1980). L’eau qui envahit ces dépressions pénètre ainsi par l’aval.

Contrairement à l’anglais qui distingue les scroll-bars des levees  [3], le terme français de levée désigne aussi l’accumulation verticale de sédiments qui s’opère sur le haut des rives concaves, donnant naissance à des reliefs dissymétriques de part et d’autre d’une arête sommitale. Nous avons vu que le flux des courants violents était orienté vers ces rives. Lorsque la nappe d’eau déborde le niveau de la rive, les sédiments les plus grossiers sont déposés près du chenal, et la granulométrie ainsi que le taux de sédimentation décroissent au fur et à mesure que l’on s’en éloigne. The maximum height of naturel levees indicates the water level reached during the highest floods (Reineck & Singh op. cit.). Ces reliefs portent une forêt naturelle grignotée par l’érosion, qui réagit à l’évolution des conditions d’inondation, et à l’arrivée de nouveaux dépôts que certaines espèces ne supportent pas (Huber 1906, riverains, comm.per.).

Dans le cas d’une île, la rive située en amont, exposée aux courants, est plus haute que la partie aval et plus ancienne, décalage chronologique qui se reflète dans la végétation. Ceci était déjà observé dans la plaine alluviale du fleuve Congo dans la région de Yangambi (Louis 1947) et en Amazonie centrale (Irion et al. 1983).(fig. 8).

Terminologie

L’espagnol employé en Amazonie occidentale ne différencie de prime abord, pas plus que le français, les deux types de levées , appelées restingas . Elles sont néanmoins distinguées par le qualificatif de hautes - restingas altas , ou basses - restingas bajas . Mais ceci ne recouvre pas exactement la différenciation anglaise. Le nom de scroll-bars ("barres-rouleaux, littéralement), et celui de ridges (arête, crête), généralement employé en synonymie (voir discussion de ces termes par Nanson 1980), ne font pas référence à l’altitude, mais à la morphologie. Les levées-levees sont plus anciennes, plus étendues, et portent une végétation forestière plus développée que les levées-scroll bars , ces dernières étant situées dans les zones de sédimentation plus récentes.

Les dépressions formées en arrière des levées-scroll bars ( swales en anglais) sont appelées bajeales en espagnol (de bajo, bas), tandis que les dépressions situées en arrière des levées-levees sont appelées barriales (de barro, boue). Les apports peuvent être fins ou relativement grossiers dans les bajeales en cas de crues exceptionnelles : c’est la topographie qui prédomine en tant qu’élément descriptif ; les ondulations topographiques sont moindres dans les barriales  : c’est ici la texture des sédiments de surface qui l’emporte dans l’appellation. L’anglais attribue le nom de swales aux bajeales , et le terme de backswamps se rapproche du sens de barriales .

Hydrographie et régime des eaux

Iquitos se trouve à environ 100 km en aval de la confluence Marañon-Ucayali. Le cours de l’Ucayali se caractérise, au sein de la dépression Ucamara (Dumont 1991), par une sinuosité de 1,94, proche de la valeur 2 qui caractérise les rivières à méandres. La largeur de la frange d’activité de la rivière est de 30 km en moyenne (Lathrap 1968, Dumont op. cit.) et la migration des rives peut atteindre 40 m en une année.

Les méandres sont notamment le résultat d’une pente particulièrement faible (Jenaro Herrera est à 180 m d’altitude et à 3800 km de l’Atlantique, soit une pente moyenne de 4,7 cm/km, de 0,005%), associée à la faible cohérence des sédiments récents et actuels sans cesse remaniés.

Le régime des eaux de l’Ucayali est soumis à l’influence du climat d’un bassin versant situé entre 4°5 (confluence Marañon-Ucayali) et 14°8 de latitude sud (sources de l’Apurimac) au sein duquel, si la quantité de précipitations annuelles est évidemment variable d’un lieu à l’autre, les maxima enregistrés le sont sensiblement aux mêmes époques
  d’une part pour les stations situées à et au-dessus de 800 m et à une latitude supérieure à 11° (période de janvier à mars : 560 à 1900 mm de précipitations moyennes)
  d’autre part pour les stations situées en-dessous de 800 m, à une latitude plus septentrionale (périodes d’octobre à décembre et de mars à avril : 1650 à 2660 mm de précipitations en moyenne).

La crue de l’Ucayali, qui atteint son maximum en mars-avril, est principalement alimentée par les précipitations régionales des zones proches de l’équateur situées à basse altitude, autour d’Iquitos, Quistococha, Requena, Moyobamba, Tarapoto, Pucallpa et San Ramon. Au-dessus de 800 m d’altitude,les précipitations sont beaucoup plus faibles, de qui souligne bien l’effet de barrière des Andes face aux masses d’air humide arrivant de l’Atlantique et apportant à l’Amazonie une bonne part de ses pluies (fig.).

Le niveau mensuel des eaux pendant trois années successives, calculé à partir des données relevées quotidiennement par la station de Jenaro Herrera (200 km en amont d’Iquitos sur la rivière Ucayali), se matérialise par une courbe dont le maximum oscille entre mars et avril, et qui est au plus bas en août-septembre.

L’ampleur des crues (différence entre la moyenne mensuelle la plus haute, et la moyenne mensuelle la plus basse) a été de 7 m pour la crue 1984-85, de 9,6 m en 1985-86 et de 8,2 m pour 1986-87.

Pour comparaison, l’ampleur des crues à Manaus à été de 9,5 m en moyenne entre 1903 et 1952 (Oltman et al. 1964, cités par Leopoldo et al. 1987). Le faible contraste dans l’ampleur des crues malgré un débit bien supérieur devant Manaus, est dû au régime particulier de l’Amazone brésilien, de dirction ouest-est, tamponné par le décalage entre les saisons des pluies alimentant ses affluents nord et sud, ainsi qu’à l’extension importante du lit majeur du fleuve en Amazonie centrale (H. O’R. Sternberg, comm. pers.).

La basse vallée de l’Ucayali se scinde en deux milieux qui se distinguent par la qualité physico-chimique des eaux qui les inondent. En premier lieu, un milieu où la dynamique fluviale est active, est envahi par les eaux limoneuses de la crue, et longe le chenal principal de la rivière. Ensuite, un milieu géomorphologiquement stable, se situe hors de l’aire d’inondation par les eaux blanches (turbides), où les précipitations locales s’accumulent en temps de crue, et se chargent en acides issus de la décomposition des débris végétaux, constituant les eaux noires (Lamotte 1991).

Les reliefs récents

Les reliefs récents correspondent aux termes de levées et dépressions , scroll-bars et swales , restingas bajas et bajeales , tels qu’ils sont définis plus haut. Nous avons observé en détail une toposéquence dans ces reliefs colonisés par une végétation pionnière herbacée puis ligneuses [4].

Les dépôts superficiels (jusqu’à 1,2 m de profondeur) observés dans la région de Jenaro Herrera sont fins, constitués d’argiles, limons et sables, avec une faible proportion de sables grossiers. Nous n’avons trouvé de graviers que sur le fond de la rivière [5], et jamais de cailloux dans les sédiments récents.

Sur les reliefs alternativement submergés et émergés, les dépôts sableux s’effectuent lorsque l’eau commence à baisser, au moment du ralentissement des courants (Reineck & Singh 1980). Ils sont ensuite recouverts par les limons et les argiles déposés par la nappe d’eau dont l’épaisseur diminue, les eaux prisonnières des reliefs étant progressivement éliminées par drainage interne, ou par évaporation.

Nous désignons par séquence de sédimentation l’ensemble constitué par une couche de sédiments sableux, coiffée par des sédiments fins, limono-argileux le plus souvent, argilo-limoneux dans les dépressions les plus basses.

Une séquence de sédimentation ne correspond pas toujours à une crue unique : le dépôt peut être fin plusieurs années de suite, si les crues ne sont pas assez fortes pour apporter du sable. La litière, produite in situ ou apportée par les courants, peut être enfouie sous de nouveaux apports. Les traces en restent visibles plus ou moins longtemps selon l’efficacité du drainage interne, l’aération des sédiments, et donc la vitesse de décomposition de la matière organique, dont les traces peuvent subsister au moins jusqu’à 1,2 m de profondeur dans certains endroits.

L’accumulation de sédiments dans les zones basses se poursuit pendant que le niveau des reliefs élevés tend à se stabiliser. Il résulte de la dynamique de formation, et des dépôts ultérieurs différenciés entre les levées et les dépressions, l’existence de deux environnements édaphiques nettement distincts, caractérisés notamment dans les dépressions par une texture plus fine en surface et un contraste plus marqué entre les horizons. Les sédiments fins qui tapissent le fond des dépressions peuvent néanmoins être recouverts si une forte crue dépose une nouvelle séquence sédimentaire. La surface du sol s’élève lentement, et les différences d’altitude entre levées et dépressions s’atténuent au cours du temps (voir aussi Sternberg 1960). [6]

Dans les zones basses, l’élimination des eaux après les crues dépend plus de l’évaporation que d’un drainage interne rendu pratiquement inexistant par la proximité de la nappe phréatique, et d’un drainage externe limité voire absent en raison de la topographie. Tous les profils observés dans les dépressions présentent des traces d’hydromorphie, accentuées dans celles où la nappe phréatique affleure.

L’épaisseur des séquences de sédimentation que nous avons observées varie entre 0,5 et 2 m environ dans la région considérée. Sur les levées les plus hautes, bien drainées, une migration verticale des éléments fins à travers les couches sableuses atténue peu à peu les contrastes entre la texture des différents horizons (B. Volkoff, comm. pers., Sternberg 1960).

Au fur et à mesure que la géomorphologie évolue, avec élévation générale du niveau de la surface, la sédimentation diminue, en volume et en texture, et en fréquence.

Les séquences sédimentaires relativement fines, en épaisseur et en texture, observées sur les rives de l’Ucayali, sont comparables à celles observées par Coleman (1969) sur les rives du Brahmapoutre et par McKee (1966) dans la plaine alluviale de l’Indus (exemples cités par Reineck & Singh op. cit.), tandis que le contraste entre les sols des levées et des dépressions était relevé par Whitmore (1975) sur les rives du fleuve Pahang à Malaya. Ces sols y sont principalement limoneux sur les levées, et limono-argileux dans les dépressions.

Les unités géomorphologiques anciennes

Dans les zones anciennes élevées, l’ondulation topographique est fortement estompée. Les sédiments sont homogènes et principalement limoneux. La végétation est forestière. Les reliefs anciens, mais restés peu élevés, sont tapissés d’argiles, et constituent des marécages envahis par une végétation arbustive.

NB - Cet article est adapté de la thèse de Doctorat (Sciences) : "Essai d’interprétation dynamique des végétations en milieu tropical inondable (la plaine alluviale de haute Amazonie)", ouvrage publié par l’IRD dans la Collection Travaux et Documents, n° 104, 1993, 446 p. n° ISBN 2-7099-1165-5

On pourra se référer à l’ouvrage pour toutes les références citées