ACCUMULATIONS (géomorphologie)

ACCUMULATIONS (géomorphologie)

L’accumulation est une activité morphogénique qui consiste dans le dépôt définitif de matériaux par un agent de transport. À l’exception des cônes et des talus d’éboulis, dus à l’action directe de la gravité, elle résulte essentiellement de l’intervention de l’eau et de l’air. L’eau continentale intervient à l’état liquide sous la forme de ruissellements et d’écoulements de types divers, à l’état solide par l’intermédiaire des glaciers. Par ailleurs, la mer est le siège de courants actifs et, surtout, de houles, dont le rôle comme agent de transport est beaucoup plus considérable. Enfin, le vent est un agent de transport correspondant à la mise en mouvement de l’air.

Tous ces agents de transport sont susceptibles de développer des actions d’ablation, de transport et de dépôt, en chaque point de leurs trajectoires, selon le bilan qui s’établit entre l’énergie dont ils disposent et leur charge. Aussi l’accumulation apparaît-elle comme une résultante, en quelque sorte positive parce qu’elle aboutit à la capitalisation des matériaux transportés, pendant une durée suffisante pour engendrer un relief. Elle s’exprime alors par l’élaboration de formes construites , qui doivent l’ensemble de leurs caractéristiques morphologiques et sédimentologiques aux modes de dépôt, indépendamment de celles que présente le substratum rocheux qui les supporte.

Cette activité d’accumulation se manifeste aussi bien en milieu continental qu’en milieu marin. Sur les continents, elle relève des activités fluviatiles, glaciaires ou éoliennes. Quant aux accumulations marines, elles résultent soit de l’intervention des courants et des houles, soit de celles d’organismes vivants édifiant des constructions biologiques cohérentes (cf. ACCUMULATIONS MARINES, RÉCIFS).

1. Accumulation fluviatile

L’accumulation due aux ruissellements et aux écoulements provoqués par la pluie et les fusions nivale ou glaciaire représente le type le plus universellement répandu à la surface des continents, les régions aréiques n’ayant guère d’existence réelle. Aussi engendre-t-elle une famille de formes très fréquentes et fort diversifiées. Prolongée et développée sur de vastes espaces, en particulier, elle aboutit à l’édification d’une surface d’aggradation . En revanche, l’alluvionnement n’est qu’un phénomène temporaire de dépôt, dont les éléments sont toujours susceptibles d’être mobilisés à nouveau lors des crues. Il s’agit donc d’un matériel en transit .

D’une façon générale, l’accumulation fluviatile découle d’un déséquilibre persistant entre les débits solide et liquide en faveur de la charge. Les causes en sont variées et peuvent intervenir aussi bien en périodes de stabilité des conditions de la morphogenèse qu’à la faveur de crises morphogéniques majeures.

Accumulation en périodes de stabilité

Toute cause susceptible de provoquer un ralentissement du flot entraîne un état de surcharge. Un cas banal est celui du débordement des crues dans le lit d’inondation. Le freinage provoqué par la diminution de la profondeur et le rôle de piège joué par la végétation arborée et buissonnante des rives déclenchent l’édification de levées naturelles ou bourrelets de rive , entre le lit mineur (ou ordinaire) et le lit majeur (ou d’inondation). En deçà s’édifie une plaine alluviale par sédimentation de la charge sablo-limoneuse. On citera l’exemple des immenses varzeas construites par les débordements de l’Amazone au-delà des restingas qui jalonnent son lit mineur. Les vestiges de ces plaines d’accumulation laissés par une phase de creusement ultérieure constituent des terrasses fluviatiles . Le long des grands fleuves, leur emboîtement exprime la succession de périodes d’accumulation et de creusement.

À proximité du niveau de base des cours d’eau, des conditions favorables au dépôt se traduisent par la construction de formes d’accumulation typiques, car l’écoulement et le transport cessent, progressivement, en raison de l’insignifiance croissante de la pente. Ainsi se développent les deltas aux embouchures des fleuves et des rivières, en progression plus ou moins rapide vers la mer et de types variés, selon l’importance des apports alluviaux, l’agressivité des eaux marines et les caractéristiques du relief sous-marin. Ceux des plus grands fleuves (Mississippi, Gange et Brahmapoutre, Yiangzijiang, Volga) sont de vastes plaines de niveau de base , marécageuses, où le cours d’eau méandre et se divise en multiples chenaux avant de se raccorder au niveau de base général (océan mondial) ou local (mer intérieure, lac ou dépression endoréique).

Les ruptures de pente qui accidentent parfois le lit des cours d’eau déclenchent aussi le dépôt d’une partie de la charge. Cette situation est très fréquente dans le cas des torrents des montagnes englacées au Quaternaire. La réadaptation des lits glaciaires à l’écoulement fluviatile, après la déglaciation, se manifeste par le colmatage des ombilics glaciaires par la construction de petites plaines d’accumulation, en amont des verrous plus ou moins sciés par l’écoulement torrentiel.

Dans une autre perspective, les conditions bioclimatiques de la morphogenèse peuvent favoriser les processus d’accumulation. À cet égard, le cas des milieux arides est typique. Cette situation y résulte de la diminution rapide vers l’aval du débit des oueds ou des écoulements diffus, à la fois par infiltration dans leurs lits asséchés entre les crues, et par évaporation. Il faut également mettre en cause la dispersion du flot dans de multiples chenaux (rillwash ) ou son étalement en nappe (sheetwash ). Dans certains piémonts désertiques, on observe ainsi le passage, vers l’aval, de formes d’ablation (glacis d’ablation ou pédiment) à des glacis d’épandange issus de cette accumulation (fig. 1). Depuis longtemps, Andrew Cooper Lawson a signalé que cette situation aboutissait à la fossilisation des pédiments, en liaison avec l’empiétement de la suballuvial bench engendré par la sédimentation dans les playas (fig. 2).

Accumulation pendant les crises morphogéniques

Les déséquilibres accentués qui caractérisent les crises morphogéniques sont à l’origine de phénomènes d’accumulation accélérés et massifs. Ils résultent alors de mouvements orogéniques, de l’instabilité du niveau marin, ou de changements bioclimatiques.

Les mouvements orogéniques interviennent en modifiant les pentes, les dénivellations et la charge des écoulements. Toute genèse d’un relief important s’accompagne de la construction d’un piémont d’accumulation . D’une part, la fourniture en matériaux est accrue par le développement du volume rocheux livré à l’érosion; d’autre part, la rupture de pente créée entre ce relief et son piémont entraîne leur dépôt progressif sous la forme de cônes alluviaux coalescents. Leur édification, d’abord synorogénique du fait de subsidences ou de plissements souples, au moins en amont, se poursuit après la stabilisation tectonique, grâce à la forte dénivellation due à la création du relief montagneux. Ainsi, le piémont des Pyrénées françaises présente des formations corrélatives tertiaires plissées (poudingues de Palassou et molasses néogènes), recouvertes en discordance par des cônes alluviaux quaternaires peu ou non déformés, tels que ceux du Lannemezan (fig. 3).

Les variations eustatiques du niveau marin déclenchent d’autres types d’accumulation, aussi bien par suite d’une remontée que d’un abaissement. Lorsqu’une transgression marine submerge une plaine côtière, elle provoque l’édification d’une plaine de niveau de base dans les mêmes conditions que celles qui sont créées par la sédimentation dans une dépression fermée (fig. 4). Les vastes plaines deltaïques de l’Europe du Nord résultent de la transgression flandrienne consécutive à la déglaciation postérieure au Würm. Mais une accumulation comparable peut se manifester lors d’une régression marine, à condition que la pente de la plate-forme littorale exondée soit inférieure à celle des écoulements. Cette fois encore, le dépôt provient de cette rupture de pente et vise à la régulation du profil. Selon qu’il s’agit d’écoulements linéaires ou diffus, ces accumulations d’origine eustatique se développent en lanières, ou s’étalent en nappes alluviales (fig. 5).

Les changements bioclimatiques peuvent être la cause essentielle d’importantes accumulations, par les perturbations majeures qu’ils provoquent dans les systèmes morphogéniques. Aux périodes de quasi-stabilité des formes de relief (biostasie ), où la couverture végétale protège de l’ablation les formations superficielles meubles, s’opposent celles où l’amoindrissement de cette protection, consécutive à une péjoration du climat, permet leur ablation et le développement simultané d’une morphogenèse (rhexistasie , fig. 6).

On explique aujourd’hui de cette façon nombre de formes de relief d’ablation ou d’accumulation, étagées ou emboîtées, représentant les héritages des fluctuations climatiques qui ont marqué l’ère quaternaire. Dans les latitudes moyennes, il s’agit de glaciaires et d’interglaciaires, dans la zone intertropicale, de pluviaux et d’interpluviaux. Des travaux de géomorphologues portant sur des régions très diverses, en particulier ceux qui concernent le Sahara et ses marges semi-arides, ont mis en évidence l’importance capitale des phases de transition pendant lesquelles les milieux naturels sont le plus vulnérables face aux agressions de l’érosion.

Mais il importe de noter que l’accumulation fluviatile provient généralement de l’intervention simultanée de plusieurs de ces causes. Parmi les combinaisons les plus classiques, on citera celles qui associent les effets des fluctuations glaciaires et des variations du niveau marin dans le cadre du glacio-eustatisme . On conçoit aussi que l’édification de puissantes chaînes montagneuses puisse provoquer des perturbations bioclimatiques fondamentales. L’importante surrection que connaissent les hautes montagnes de l’Asie centrale (Himalaya, Tianshan, Kunlunshan) au Quaternaire a créé des bassins désertiques (Tarim, Dzoungarie), où se sont construits des piémonts d’accumulation considérables. En réalité, l’explication de l’accumulation, dans tous ces cas, relève alors de l’interférence des interventions de multiples facteurs pouvant s’épauler ou se contrarier. Elle exige une étude morphologique minutieuse des formes d’accumulation correspondantes, aussi bien que des sédiments qui les constituent.

2. Accumulation glaciaire et fluvio-glaciaire

L’accumulation par les glaciers résulte non seulement de leur rôle en tant qu’organismes de transport, mais encore de l’intervention des volumes considérables d’eaux de fusion qu’ils fournissent saisonnièrement. Il existe donc une accumulation glaciaire et fluvio-glaciaire. L’une et l’autre capitalisent les matériaux fournis par l’ablation due aux écoulements glaciaire et fluviatile et, surtout, à l’active gélifraction (cryoclastie ) qui s’exerce sur les versants des vallées montagnardes englacées, ou sur ceux des nunataks qui émergent des inlandsis.

D’une façon générale, le passage de l’accumulation glaciaire à l’accumulation fluvio-glaciaire s’effectue par dépérissement de la dynamique des glaciers au profit de celle des eaux de fusion. Cette transformation progressive se traduit par des changements significatifs dans les caractéristiques morphologiques et sédimentologiques des formes construites, et par leur agencement systématique dans l’espace.

Certes, des formes d’accumulation glaciaires et fluvio-glaciaires s’édifient actuellement dans les régions englacées. Mais leur intérêt géomorphologique résulte aussi de leur vaste extension à l’état d’héritages des glaciations quaternaires. Actuelles ou héritées, ces formes concernent essentiellement les hautes montagnes et les hautes latitudes de l’hémisphère Nord. Elles y ont été très étudiées, en particulier dans les chaînes alpines et leurs piémonts, et dans les grandes plaines septentrionales de l’Europe et du continent nord-américain.

Accumulation dans le lit glaciaire

Après le désenglacement, on observe, dans les lits glaciaires, des témoignages d’ablation et d’accumulation. Les formes construites dominent, notamment dans le cas des inlandsis. Elles résultent surtout du délestage de la moraine de fond au cours de la récession. Mais les modalités de la mise en place de cette moraine restent mal connues dans le détail, en raison du manque d’informations sur la dynamique de la glace de l’inlandsis, comme sur ses rapports avec le relief antérieur à l’englacement. De toute façon, il s’agit d’une accumulation essentiellement glaciaire. Elle concerne des matériaux peu façonnés, mal triés et non structurés.

Ces moraines de fond déterminent des régions de collines, dominant d’une vingtaine de mètres au plus des dépressions fermées qu’occupent des lacs ou des marécages. Ces dépressions résultent souvent du développement d’un cryokarst lié à la fusion de masses de glace morte, abandonnées, puis fossilisées sous les matériaux morainiques, lors du retrait du glacier. Ce paysage chaotique est typique des régions des Grands Lacs nord-américains, de la Masurie polonaise et du plateau du Valdaï en Biélorussie. L’accumulation morainique s’y localise principalement en aval des secteurs d’intense ablation et à proximité de la marge glaciaire.

Les champs de drumlins représentent un type de moraine de fond mieux caractérisé du point de vue géomorphologique. Ils constituent des essaims de collines elliptiques, au profil longitudinal aérodynamique, allongées selon la direction de l’écoulement de la glace (fig. 7). Il s’agit, en réalité, de formes en partie construites, car la moraine ne fait qu’enrober, vers l’aval, un noyau rocheux qui peut être un dépôt antérieur induré. Localisés dans des régions planes ou légèrement déprimées, en situation sub-marginale, les drumlins semblent correspondre à des formes de stabilité ou de progression de la glace. Les mieux connus sont ceux d’Irlande et des régions laurentiennes. On en trouve aussi en France, dans les Dombes, où ils sont un héritage des glaciers de piémont alpins.

Accumulation marginale

Dans la marge glaciaire, l’accumulation devient l’activité morphogénique fondamentale. Alors que s’accroît le rôle saisonnier des eaux de fusion, augmentées à l’occasion de l’apport des pluies, celui de la glace diminue en raison de son amincissement et de sa passivité aux abords du front glaciaire. Ce relais dans les processus s’exprime par l’épanouissement progressif de l’accumulation fluvio-glaciaire. Celle-ci résulte d’un remaniement partiel du matériau morainique, marqué par une action d’usure, de triage et de structuration caractéristique, selon la capacité et la compétence des ruissellements de fonte.

La gamme des formes construites se diversifie en fonction du rôle respectif de la glace et des ruissellements dans leur genèse. Par ailleurs, l’activité de ceux-ci varie selon leur situation superficielle, supraglaciaire et juxtaglaciaire , ou profonde, intraglaciaire et sous-glaciaire . Aussi observe-t-on une distribution sytématique des formes, à partir du front glaciaire, en plusieurs zones successives (fig. 8).

Dans la zone de fusion , l’apparition de divers types de ruissellements engendre des accumulations dont la genèse reste encore sous l’influence directe du glacier. En montagne, principalement, ces formes résultent du barrage de vallées affluentes, peu ou pas englacées, par les langues glaciaires descendant au-dessous de la limite des neiges persistantes dans les vallées principales. La sédimentation dans les lacs ainsi créés donne des plaines d’obturation latérale , à sédiments finement lités, entaillées en terrasses et suspendues au-dessus de ces vallées par l’érosion torrentielle, postérieurement. On en connaît de nombreux exemples dans les grandes vallées pyrénéennes et alpines.

L’activité des eaux supraglaciaires et sous-glaciaires, très abondantes pendant le retrait du glacier, offre un intérérêt géomorphologique plus grand. Leur intervention se manifeste à la fois dans le caractère linéaire du dépôt, et dans la structure lenticulaire de matériaux triés et bien émoussés. Les formes correspondantes sont appelées ôs . Elles affectent l’allure d’étroits cordons d’alluvions, s’étirant à une altitude assez constante sur des dizaines, voire des centaines de kilomètres, selon des tracés sinueux et sensiblement parallèles (fig. 9). Ces véritables digues naturelles caractérisent surtout la bordure des inlandsis. Les ôs qui sont issus de la dernière grande glaciation quaternaire (Würm) ont été très étudiés en Islande et en Suède. Si les modalités de détail de leur genèse restent discutées, on sait qu’ils représentent un dépôt aux points d’émergence des eaux circulant dans les tunnels sous-glaciaires, l’allongement résultant du retrait du glacier. Certains chercheurs invoquent aussi l’action des ruissellements concentrés dans les bédières : la fusion du moule de glace larguerait ces cordons d’alluvions sur le lit glaciaire.

Au-delà de la zone de fusion, le secteur du front glaciaire voit la disparition totale de la glace, alors que l’intervention de l’eau s’affirme. Une intense activité morphogénique signale cette zone critique. Elle s’exprime surtout par une importante accumulation, en raison de différences essentielles dans la capacité et la compétence des agents de transport qui se relaient.

Dans le cas des glaciers locaux, l’action de transport s’achève par l’enfouissement progressif, sous les débris, de la langue glaciaire finalement débordée et frangée par une moraine frontale en forme de croissant. Son profil transversal oppose un versant interne en pente raide (de 30 à 35⁰), dû aux éboulements lors de la fusion du mur de glace, à un versant externe en pente plus douce (de 15 à 20⁰) et concave. Les matériaux constitutifs, roulés, triés et disposés en lentilles, traduisent l’intervention des ruissellements de fonte. Ces constructions mixtes doivent à leur dissymétrie et à leur crête arquée le nom de vallum morainique (fig. 10). Dans le cas de glaciers de piémont, leur coalescence détermine une guirlande sinueuse de collines plus ou moins étalées.

L’accumulation s’effectue aussi au contact de la langue glaciaire et des versants soumis à la gélifraction. Mobilisés par le ruissellement juxtaglaciaire, les débris se déposent dans les creux du glacier et, surtout, dans le couloir défini par son contact avec les versants supraglaciaires. Après le désenglacement, ces dépôts forment des buttes et des remblais à sommet tabulaire, plus ou moins défigurés par des éboulements. Ce sont les kames et les terrasses de kames , qui jalonnent les anciens lits glaciaires, dans le Grésivaudan, par exemple (fig. 9).

Si de telles constructions peuvent se développer en bordure des inlandsis, principalement quand ils se divisent en langues à la rencontre de reliefs périphériques (Groenland), elles y restent rares. En revanche, les moraines bordières ou marginales prennent une ampleur exceptionnelle, à l’image de celle des appareils glaciaires. Dans la région des Grands Lacs nord-américains, comme dans la plaine germano-polonaise, en Scandinavie (Salpausselka) et en Biélorussie, celles qui furent édifiées au Quaternaire dépassent souvent une centaine de mètres de hauteur. Dans les croupes baltiques, elles atteignent même 300 mètres. Le festonnement de leur tracé reflète la différenciation en lobes et en langues du front de l’inlandsis.

Au-delà du front glaciaire, la zone proglaciaire est le domaine de l’activité exclusive des ruissellements de fonte. Ils occupent des réseaux de chenaux instables, dont le fonctionnement suit un rythme saisonnier et parfois diurne, selon les régimes thermiques qui réglementent la fusion de la glace. Les variations de leur débit peuvent être considérables. Celui-ci atteint des volumes exceptionnels, lors de la vidange d’un lac d’obturation latérale glaciaire, ou par suite de fusions catastrophiques dues à des éruptions volcaniques (Islande, Alaska). Dans ces cas, l’écoulement s’effectue en nappes de boue dévastatrices. Plus généralement, les variations fréquentes et accusées de la capacité et de la compétence des ruissellements proglaciaires favorisent le dépôt des matériaux fournis par le lavage des moraines terminales, d’autant plus que la pente s’atténue à leur aval. Ainsi s’édifient de vastes cônes d’épandage coalescents en glacis. Ce sont les sandur , formes caractéristiques des marges glaciaires (fig. 10). Quand les eaux se trouvent stoppées par un obstacle, la décantation de leur charge fine dans des lacs engendre des petites plaines constituées de varves , chacune d’elles correspondant aux deux saisons de la sédimentation annuelle. Des deltas édifiés avec des matériaux plus grossiers les délimitent.

L’accumulation glaciaire et fluvio-glaciaire s’exprime donc par une riche gamme de formes de relief. Celles-ci constituent des paysages d’autant plus complexes qu’ils représentent les résultantes des pulsations glaciaires du Quaternaire.

3. Accumulation éolienne

Comme les eaux courantes, le vent a une activité de transport et d’accumulation. Cette activité se situe dans le prolongement de la déflation qu’il exerce aux dépens des formations superficielles meubles. Les observations de terrain ainsi que l’expérimentation en soufflerie montrent que cette prise en charge ne concerne que les éléments ne dépassant pas 0,50 mm de diamètre. À l’opposé, les particules argileuses appartenant à la classe des colloïdes sont également exclues, en raison de leur cohésion interne. Le transport éolien affecte donc, fondamentalement, les sables fins et très fins (grains compris entre 0,50 et 0,050 mm), et les limons (de 50 à 2 猪m). Le déplacement des sables se fait par saltation des grains soulevés à plusieurs décimètres au-dessus du sol, et retombant plus loin; celui des limons s’effectue en suspension dans l’air, les particules pouvant être entraînées à plusieurs milliers de mètres d’altitude dans l’atmosphère, et déplacées sur des milliers de kilomètres. Il faut noter que les sables plus grossiers, voire les graviers jusqu’à 10 millimètres de diamètre, sont susceptibles d’être mobilisés par roulage sur le sol sous l’action de vents très forts, mais leur participation à l’accumulation éolienne reste négligeable. Il convient d’examiner séparément le cas des accumulations sableuses et limoneuses.

Le rôle des vents de sable se manifeste notamment par l’édification des dunes , formes d’accumulation éolienne très répandues sur les continents. Leur épanouissement le long des côtes basses et, surtout, dans les déserts tient aux conditions particulièrement favorables offertes à leur activité. On signalera, d’abord, l’importance des volumes de sable disponibles soit sur de vastes estrans découverts à marée basse, soit par des stocks d’alluvions capitalisés dans les bassins endoréiques des déserts, ou par les dépôts morainiques et fluvio-glaciaires accumulés dans les marges des glaciers, notamment dans les hautes latitudes. Par ailleurs, tous ces milieux permettent à la déflation de s’exercer sans entrave, en raison même de la médiocrité de la couverture végétale, conséquence de l’aridité, mais aussi du froid excessif dans les déserts continentaux de la Haute Asie centrale et dans ceux de l’Arctique. Des steppes très ouvertes, voire confinées dans les lits d’oueds, ou de maigres toundras livrent les matériaux superficiels éolisables à l’ablation éolienne. Il est établi que cette prise en charge s’effectue dès que la vitesse du vent atteint 4 à 5 mètres par seconde.

Le dépôt du sable résulte de l’état de surchage provoqué par un ralentissement de l’air. Il peut provenir de changements dans la dynamique éolienne elle-même, ou des contraintes exercées sur l’écoulement de l’air par les surfaces parcourues. Les frottements liés à la rugosité d’un reg suffisent à déclencher l’ensablement. Ainsi amorcé, le dépôt tend à s’accentuer, car la saltation des grains de sable exige plus d’énergie sur une surface ensablée molle que sur un espace rocheux dur, favorable à leur rebondissement. Les hamadas sahariennes sont dépourvues de dunes, même en bordure des grands ergs. Des dunes d’obstacle s’édifient au vent et sous le vent des reliefs, mais aussi en raison du rôle de piège joué par les végétaux créateurs de buttes sablonneuses atteignant plusieurs mètres de hauteur quand il s’agit d’arbustes (jujubier, tamaris). Ces nebkas sont souvent prolongées par une flèche de sable libre, qui s’allonge à l’abri du vent dominant. Mais c’est dans les grands ergs, vastes massifs dunaires de plusieurs dizaines, voire centaines de milliers de kilomètres carrés (TaklaMakan), que l’accumulation éolienne s’exprime de la façon la plus spectaculaire; très complexes, mais organisés, ils rassemblent des dunes de types variés, parmi lesquelles on signalera des édifices pyramidaux, appelés ghourds au Sahara, pouvant dépasser 200 à 300 mètres de hauteur. On a démontré que les ergs résultent, pour l’essentiel, d’un simple réaménagement en dunes de la fraction sableuse d’alluvions antérieurement concentrées dans des bassins endoréiques, en fonction de l’affirmation de l’aridité au Quaternaire, dans ces régions. Cette aridification s’étant effectuée par étapes, on conçoit que les ergs associent plusieurs générations de dunes de types divers avec des terrasses lacustres, d’où leur complexité et leur intérêt pour les recherches sur les paléoclimats quaternaires.

Les tempêtes de poussière correspondent à la mise en suspension et au transport dans l’atmosphère de sables fins et surtout de limons, les éléments les plus fins pouvant rester en suspension dans l’air et constituer des brumes sèches. La retombée au sol de ces particules résulte d’un affaiblissement du vent, de mouvements de subsidence de l’air, ou de précipitations (pluies de boue). Leur accumulation engendre alors une formation originale appelée lœss , terme populaire utilisé en Allemagne pour désigner des sols arables très fertiles. Il s’agit d’un matériau homogène de couleur jaune, meuble et poreux, essentiellement constitué de grains de la taille des limons (de 50 à 2 猪m), et comportant une proportion notable de calcite CaCO³. Il recouvre environ 10 p. 100 de la surface des continents, principalement répartis dans les latitudes moyennes (Europe, États-Unis, Argentine) et leurs bordures semi-arides (Chine). Son origine éolienne est établie, à la fois par ses caractéristiques et sa localisation dans d’anciennes marges périglaciaires ou en bordure de déserts, régions qui ont fourni au vent ses éléments constitutifs. La teneur en CaC³ a pu être accrue, postérieurement au dépôt des poussières éoliennes, par des apports de calcaire dus aux précipitations, aux eaux souterraines ou à des activités biochimiques, dans le cadre des processus de lœssification. Par ailleurs, les observations faites sur les tempêtes de poussière actuelles apportent des précisions sur les mécanismes et les conditions de leur déclenchement. En Chine, par exemple, elles interviennent en hiver et, surtout, au printemps, lors de périodes particulièrement froides et sèches. Les poussières prélevées dans les cuvettes désertiques du Nord-Ouest sont transportées vers l’est et le sud-est, soit par des courants de la troposphère sur plus de 10 000 kilomètres, les retombées s’effectuant dans l’océan Pacifique et l’Alaska, soit par des vents de la basse atmosphère sur des distances plus courtes, avec des retombées dans les plaines de la Chine orientale.

En raison de ses qualités agricoles, le lœss a joué un rôle essentiel dans l’histoire de l’humanité. En Chine, où il est déjà signalé dans des chroniques vieilles de trois mille ans, il recouvre une zone de quelque 440 000 kilomètres carrés entre 34 et 45⁰ N., caractérisée par sa forte densité de population et la précocité de son développement économique et culturel. Son intérêt géomorphologique n’est pas moindre. Dans le Plateau des lœss localisé dans le cours moyen du Huanghe, le dépôt s’étale sur 273 000 kilomètres carrés, avec des épaisseurs de plusieurs dizaines de mètres, qui peuvent dépasser localement 200 mètres. Ces lœss très épais créent alors des paysages originaux. Selon l’intensité de ravinement, il s’agit de plateaux tabulaires (yuan ) vigoureusement entaillés par des vallées et par des ravins, d’échines étroites (liang ) ou de collines arrondies (mao ) coiffées par du lœss. Dans cette région, on se trouve en présence de complexes lœssiques issus d’une puissante accumulation, fondamentalement éolienne, qui a débuté il y a 2,4 millions d’années et qui se poursuit encore actuellement. Des discordances, des paléosols et des intercalations fluvio-lacustres montrent que la sédimentation éolienne a été interrompue à plusieurs reprises au cours de cette longue période. Ces interruptions sont l’expression des changements climatiques qui caractérisent le Quaternaire. Des faunes, des pollens et des spores fossiles, entre autres documents, permettent de restituer une alternance de climats froids et secs correspondant aux apports éoliens, avec des climats plus chauds et plus humides entraînant des érosions ou des pédogenèses. Ainsi, l’étude des lœss représente une contribution essentielle à la connaissance des variations du climat et de l’environnement au Quaternaire.

Encyclopédie Universelle. 2012.