Comparaison avec les enregistre ments de l’Europe de l’Ouest

l’Erg Aquitain

II.7.4 Comparaison avec les enregistre ments de l’Europe de l’Ouest

La courbe des densités de probabilité d’âge établie à partir des 27 dates OSL disponibles pour les sables éoliens du Bassin Aquitain est comparée sur la Fig. II.63 avec celles que nous avons pu établir pour les Pays bas (Bateman et Huissteden, 1999 ; Kasse et al., 2007 ; Schokker et al., 2005 ; Vandenberghe et al., 2004), la Grande Bretagne (Bateman, 1998, 1995 ; Clarke et al., 2001 ; Murton et al., 2003), l’Espagne (Bateman et Herrero, 2001, 1999 ; Re- bollal, 2013 ; Rendell et al., 1994) et le Portugal (Granja et al., 2008 ; Thomas et al., 2008). Cette comparaison montre que :

i. à l’heure actuelle, seule l’Aquitaine a livré des dates permettant d’identifier une phase éolienne au milieu du SIM 3, si l’on excepte l’âge à ~35 ka obtenu sur une dune trans- verse située au centre de l’Espagne, dans la Tierra del Pinares (Rebollal, 2013) ;

ii. le démarrage de la dynamique éolienne semble être globalement identique et se place depuis le Portugal jusqu’aux Pays- Bas au début du Pléniglaciaire supérieur, entre ~30 et 25 ka. Pour les Pays-Bas, les premières accumulations sableuses sont remaniées en contexte fluviatile (sables flu-

vio-éoliens, Older Coversands I) (Kasse, 2002). Des différences régionales apparaissent toutefois nettement dans les modes que l’on peut identifier à partir des courbes de distribution des probabilités d’âge. Au Portugal et en Aquitaine, les sables se déposent pendant l’ensemble du stadiaire GS2 (~24-16 ka), avec un pic entre 18 et 20 ka. Cette période semble en revanche cor- respondre à un minimum en Angleterre et aux Pays-Bas. Dans ces pays, deux modes apparaissent, l’un à la fin du stadiaire GS-3 et pendant le GS2c (~26-21 ka), l’autre à la fin du stadiaire GS-2a et pendant le Tar- diglaciaire (~17-13 ka). Aux Pays-Bas, ce second mode correspond aux sables de couverture proprement-dits (Older Coversands II et Younger Coversands I);

iii. le Dryas récent apparaît comme une phase éolienne représentée depuis le nord jusqu’au sud de l’Europe de l’ouest et les courbes indiquent une activité éolienne similaire en Aquitaine, en Angleterre, aux Pays-Bas et en Espagne.

D’une manière générale, le fait que le démarrage des principales accumulations sableuses du Pléni- glaciaire supérieur soit globalement contemporain à l’échelle de l’Europe de l’Ouest suggère une ré- ponse généralisée à des conditions climatiques fa- vorables à la déflation. Les enregistrements dans la ceinture lœssique européenne sont relativement en phase et marquent une période de dépôt maximale à la fin du SIM 3 et pendant l’ensemble du SIM 2 (≈30-17 ka) (Antoine et al., 2003).

L’intensité des modes dans les courbes de densi- tés de probabilité d’âge est fonction du nombre de dates disponibles pour une phase donnée et per- met uniquement de définir les périodes les plus probables pendant lesquelles la sédimentation éolienne était active. A l’échelle de chacune des régions examinées, la dynamique est régie par les trois termes principaux définissant l’état d’un sys- tème éolien (Kocurek et Lancaster, 1999) : apports en matériaux sédimentaires, capacité de transport du vent, disponibilité du sédiment. Comme l’ont souligné Kocurek et Lancaster (1999) et Lancaster (2008), ces termes modulent la réponse du système éolien aux changements climatiques et dépendent eux-mêmes de variations régionales et locales. Ces variations rendent compte des différences régio- nales qui apparaissent en comparant les courbes de chacune des régions étudiées.

II.7 : Discussion GS-1 Dryas récent Allerød Bølling GI-1a b GI-1c d GI-1e GS-2a GS-2b GS-2c GI-2 GS-3 GI-3 GS-4 GI-4 GS-5 GI-5 GS-6 GI-6 GS-7 GI-7 GS-8 GI-8 GS-9 GI-9 GS-10 GI-10 GS-11 GI-11 GS-12 GI-12 GS-13 GS-14 GS-15 GS-16 GS-17 GS-18 GS-19 - 46 - 44 - 42 - 40 - 38 - 36 -34 GI-18 GI-19

GI-13 GI-14 GI-15 GI-16/17

18O (

‰)

1 2 3 4 5

0 ₁₀ ₂₀ ₃₀ ₄₀ ₅₀ ₆₀ ₇₀

Chronostratigraphie HOLOCENE W E I C H S E L I E N

TARDIGL. PLENIGL. SUP. PLENIGL. MOY. PLENIGL. INF. DEBUT GLAC.

n = 19

n = 17

n = 40

n = 41

n = 38

SIM

Portugal

Espagne

Aquitaine

Angleterre

Pays Bas

Fig. II.63 : Courbes des densités de probabilité d’âge établies pour les différentes régions éoliennes de l’Europe de l’Ouest à partir des datations OSL et TL (seulement Espagne) publiées. Pays bas : Bateman et Huissteden (1999), Kasse et al. (2007), Schokker et al. (2005), Vandenberghe et al (2004) ; Grande Bretagne : Bateman (1998, 1995), Clarke et al. (2001), Murton et al. (2003) ; Espagne : Bateman et Herrero (2001, 1999), Rebollal (2013), Rendell et

al. (1994) ; Aquitaine : Bertran et al. (2011), ce travail. Chronologie glaciaire (NGrip) d’après Blockley et al. (2012)

jusqu’à 60 ka BP et d’après Johnsen et al. (2001). Limite de l’Holocène d’après Blockey et al. (2012). Limite des Pléniglaciaires supérieur, moyen et inférieur d’après Antoine (2002).

Pour le Pléniglaciaire supérieur, une différence ma- jeure dans les phases d’activité éolienne s’observe entre le sud-ouest (Portugal, Espagne, SO de la France) et le nord-ouest de l’Europe (Angleterre, Pays Bas). La principale raison expliquant cette dif- férence doit être recherchée dans le rôle joué par le pergélisol sur la dynamique éolienne et fluviale. Ce rôle a été déjà souligné par Kasse (1997). D’après cet auteur, la présence d’un pergélisol jusque vers ~15 ka a limité l’efficacité de la déflation, à la fois en raison d’une infiltration réduite et de la cimen- tation en surface des sols par de la glace. L’essentiel des épandages éoliens pléniglaciaires ont été repris par la dynamique fluviale pour former des accumulations fluvio-éoliennes. Pour les régions du sud de l’Europe, notamment au Portugal et en Aqui- taine où l’influence du pergélisol a été beaucoup plus réduite, il est intéressant de souligner la bonne correspondance entre les principales périodes de sédimentation éoliennes.

II.8 Conclusions

(1) Contrairement à l’hypothèse classique qui sup- posait une origine récente (Pléniglaciaire supérieur) pour le désert des Landes de Gascogne, les nou- velles dates OSL et la réinterprétation de la Forma- tion de Castets suggèrent que l’Erg Aquitain s’est mis en place dès le début du Quaternaire.

(2) Les données chronostratigraphiques témoignent d’une dynamique éolienne au cours du Pléistocène moyen, depuis au moins le SIM 10 et pendant les SIM 8 et 6. Ces résultats corroborent les données disponibles pour les séquences lœssiques du Bassin Aquitain et infirment l’hypothèse d’une absence d’accumulations anciennes liée au remaniement du même stock de sables au cours de chaque phase de déflation.

(3) La dynamique éolienne au Pléistocène supérieur est relativement bien documentée. Trois phases principales d’accumulation ont pu être identifiées. La phase la plus ancienne (56 – 50 ka) correspond à une sédimentation en milieu influencé par la nappe phréatique et correspond à la mise en place de champs de rides transverses sans face d’avalanche et de hauteur métrique. Pendant cette phase, un gley organique cryoturbé (« cryosol de Cestas ») se déve- loppe et témoigne d’un épisode de diminution de la sédimentation sableuse associé au développement d’une végétation steppique à graminées et armoises. (4) Entre 25 et 15 ka, de vastes épandages sableux se forment dans un contexte plus sec. Cette phase correspond à l’extension maximum du désert des Landes. Au moins un épisode de stabilisation (lo- cale ?) du paysage est attesté et correspond au déve- loppement d’un gley cryoturbé (« cryosol supérieur de Sabres ») dans un milieu à très faible activité biologique.

(5) Au Tardiglaciaire, la colonisation des sables par la végétation se produit tardivement. La sédimenta- tion éolienne a vraisemblablement persisté jusqu’au début de l’Allerød. Cet interstadiaire est marqué par l’installation d’une forêt boréale dominée par le pin sylvestre et correspond au développement d’un podzosol juvénile. Des champs de dunes paraboliques se mettent finalement en place au cours de la détérioration climatique du Dryas récent.

(5) Du point de vue paléogéographique, l’erg aquitain présente une configuration complexe. Des accumulations sableuses d’âge Pléistocène moyen affleurent dans le Médoc, tandis qu’au sud du Pla- teau Girondin, les sables sont pour l’essentiel d’âge Pléniglaciaire moyen. Enfin, dans la partie sud des

Pléniglaciaire supérieur. Les résultats acquis dans le cadre de ce travail suggèrent que cette configuration résulte d’un bilan éolien déficitaire pour le nord et le sud du Plateau Girondin au cours d’une partie ou de l’ensemble du Pléistocène supérieur. La grande extension du plateau continental pendant les périodes de bas niveau marin est probablement le principal facteur impliqué. Pendant les SIM 3 et 2, le plateau continental a une largeur très importante au nord du Bassin Aquitain tandis qu’il se rétrécit considérablement vers le sud. La côte était donc très éloignée des secteurs actuellement émer- gés au nord du bassin et les sables n’atteignaient pas cette zone. Au sud, en revanche, le plateau était plus étroit et les sables ont pu former des accumulations importantes.

(5) La comparaison des enregistrements éoliens à l’échelle européenne (Portugal, Espagne, Aqui- taine, Grande-Bretagne, Pays-Bas) montre que le démarrage de la sédimentation éolienne au Pléni- glaciaire supérieur se produit partout à peu près au même moment, vers 30-25 ka, et suggère que le climat a eu un rôle déterminant. Des différences dans les principales périodes d’accumulation au cours du Pléniglaciaire supérieur sont néanmoins présentes et résultent vraisemblablement de facteurs régio- naux conditionnant la dynamique éolienne. En particulier, le pergélisol semble n’avoir eu que peu d’influence sur la sédimentation éolienne en Aqui- taine, contrairement à ce qui a été observé pour les régions nord-européennes.

PARTIE III

M o r p h o l o g i e ,

o r g a n i s a t i o n s p a t i a l e

e t o r i g i n e d e s d é p ô t s

III.1 Introduction

Le lœss est un dépôt sédimentaire détritique continental composé essentiellement de grains de la taille des limons et dont l’accumulation est due au vent (Pye, 1995). C’est l’un des dépôts les plus répandus à la surface de la Terre (Muhs, 2012), qui a couvert environ 10 % de la surface des terres émergées au cours du dernier cycle glaciaire (Pécsi, 1990). Les dépôts lœssiques sont parmi les dépôts continen- taux les plus étudiés en raison de leur potentiel en tant qu’archives paléoclimatiques. Depuis longtemps, en effet, la présence d’alternances de lœss et de paléosols attribués respectivement aux glaciaires et aux interglaciaires, a fait des séquences lœssiques les équivalents terrestres des archives marines (Kukla, 1970, 1977 ; Fink et Kukla, 1977). L’uti- lisation de marqueurs tels que les indices granulo- métriques, la susceptibilité magnétique, les isotopes stables du carbone, la malacologie et la palynolo- gie, ainsi que la fiabilité croissante des méthodes de

datation comme le 14_{C et l’OSL, ont permis d’affi-}

ner significativement la résolution chronostratigraphique. Il a notamment été possible de détecter au sein de certaines séquences très dilatées des variations climatiques d’ordre millénaire (événements de D/O et d’Heinrich) déjà observées dans les carottes marines et glaciaires (Porter et Zhisheng, 1995 ; Chen et al., 1997 ; Antoine et al., 2001 ; Antoine et al., 2009). D’autre part, l’étude des gradients gra- nulométriques (Ruegg, 1983 ; Lautridou, 1985 ; Tungsheng, 1988), des variations d’épaisseurs (Frazee et al., 1970 ; Mason, 2001) et de la com- position minéralogique et chimique (Muhs et al., 2008 ; Stevens et al., 2010) des dépôts lœssiques a permis dans certains cas d’identifier les trajectoires de transport éolien et ainsi de proposer des modèles régionaux de circulation atmosphérique.

Les accumulations de lœss les plus importantes sont d’âge Quaternaire et se localisent sur tous les continents : en Europe (Haase et al., 2007), en Asie (Tungsheng, 1988 ; Różycki, 1991), en Amé- rique du nord (Péwé, 1975 ; Arthur Bettis III et al., 2003 ; Muhs et al., 2003 ; Busacca et al., 2004) et en Amérique du Sud (Zárate, 2003). Ces grandes zones d’accumulation sont localisées dans des ré- gions qui étaient en marge des régions glaciaires ou des grandes chaînes montagneuses (Himalaya, Andes) au cours du Quaternaire. Compte tenu de la quasi-absence d’accumulation lœssique compa- rable en marge des déserts chauds (e.g. Sahara), certains auteurs ont suggéré que les seuls méca- nismes capables de produire de grandes quantités de limons quartzeux sont l’abrasion glaciaire (lœss d’Europe et d’Amérique septentrionale) et les pro-

cessus d’altération physique opérant dans des ré- gions montagneuses et tectoniquement très actives comme l’Himalaya et la Cordillère des Andes (lœss d’Asie et d’Amérique du sud) (Smalley, 1966 ; Smalley, 1995 ; Smalley et Vita-Finzi, 1968 ; Smal- ley et Krinsley, 1978). Smalley (1972) a aussi souli- gné l’importance des grands axes fluviaux comme vecteurs de transport des matériaux limoneux entre les zones de production de particules et les zones d’accumulation éolienne.

Les travaux de Smalley et collaborateurs ont stimulé un important débat sur les mécanismes potentiel- lement efficaces dans la production des particules limoneuses. De nombreux travaux expérimentaux ont montré que l’abrasion éolienne, fluviatile et glaciaire, ainsi que la gélifraction et l’haloclastie sont tous des mécanismes capables de produire efficacement des grains de quartz de la taille des limons (Whalley et al., 1982 ; Wright et Smith, 1993 ; Wright et al., 1998), l’abrasion éolienne et l’abrasion fluviatile étant les mécanismes les plus efficaces à court terme (Wright et al., 1998). Par ailleurs, les expériences de Wright et al. (1998) et Wright (2001) ont montré que la production de limons quartzeux par abrasion est parfois limi- tée dans certains environnements glaciaires. Ces auteurs en ont conclu qu’une partie importante des limons quartzeux transportés par les processus glaciaires provient du remaniement de maté- riel d’anciens complexes d’altération (régolithe) ou de matériel ayant déjà subi des phases d’altération (Whalley, 1979 ; Nahon et Trompette, 1982 ; Pye, 1989). En accord avec ces travaux expérimentaux, il existe désormais plusieurs exemples connus de lœss péri-désertiques (lœss formé dans des zones arides ou semi-arides sans relation avec les marges glaciaires), tant dans des zones arides froides que dans des zones arides chaudes (Coudé-Gaussen et Rognon, 1986 ; Wright, 2001 ; Muhs et al., 2008). Finalement, il apparaît que si plusieurs mécanismes sont capables de produire des particules limoneuses, ces mécanismes ne sont pas les seuls facteurs qui déterminent l’extension des lœss. Ceux-ci s’accu- mulent en quantité reconnaissable sous l’influence de plusieurs facteurs comme la couverture végétale, la topographie, le climat, l’activité tectonique et l’orogènese (Wright, 2001).

Crouvi et al. (2010) ont suggéré que les grandes étendues sableuses des ergs d’Afrique, d’Arabie et du Moyen Orient ont contribué à la genèse des lœss qui se trouvent sur leurs marges par une abrasion éolienne active. En milieu semi-aride à aride froid, il existe plusieurs exemples de ceintures lœssiques en marge de systèmes sableux dunaires, bien que ces sables ne soient pas nécessairement la source principale des lœss. En Chine, il semble que les déserts sableux et le désert du Gobi entourant le plateau lœssique n’ont pas participé à la production de limons éoliens mais ont plutôt servi comme zone

III.1 Introduction

de stockage de limons produits par les processus opérant dans les grandes chaînes montagneuses entourant ces déserts (Sun, 2002). En Amérique du Nord, il a été montré que la source principale des lœss situés en marge du complexe dunaire du Nebraska n’étaient pas les sables dunaires mais plu- tôt les roches sédimentaires limoneuses tertiaires situées en amont de ce complexe (Aleinikoff et al., 2008; Muhs et al., 2008). Les auteurs suggèrent que les apports provenant des sables dunaires sont réduits et géographiquement limités à proximité immédiate des épandages sableux.

Dans le Bassin aquitain (SO de la France), existe un vaste erg sableux (Désert des Landes) d’âge Pléisto-

cène, couvrant une surface d’environ 13000 km2

et bordé sur sa marge orientale par une large ceinture lœssique. Cette région éolienne, bien qu’elle représente une portion significative du territoire français, est absente dans les cartes de distribution des lœss à l’échelle européenne (Haase et al., 2007). Les premières tentatives de synthèse régionale sur les dépôts éoliens sableux et sur les lœss ont été faites dans les années 60 et 70 (Enjalbert, 1960 ; Thibault, 1970 ; Legigan, 1979). Le cadre chronostratigraphique de ces accumulations restait cepen- dant peu détaillé en raison du manque presque to- tal de datations numériques. Récemment, un effort important a été fait pour proposer une nouvelle synthèse à l’échelle régionale basée sur des datations numériques et des données stratigraphiques précises, ce qui a permis une comparaison avec les autres grandes régions éoliennes européennes (Ber- tran et al., 2009, 2011 ; Sitzia, ce travail). Bien que des études minéralogiques aient été réalisées sur les sables dunaires et sur les lœss (Klingebiel, 1966 ; Legigan, 1979 ; Dubreuilh et al., 1995), et bien que l’existence d’un gradient granulométrique entre les dépôts sableux et les dépôts lœssiques ait déjà été démontrée (Bertran et al., 2011), une étude détail- lée sur la provenance des particules et sur les trajectoires de transport restait à effectuer. Le premier objectif de ce chapitre était donc double :

i. reconstituer les principales phases de formation des lœss aquitains, depuis la production des particules limoneuses jusqu’à leur dépôt ;

ii. sur la base de cette reconstitution, proposer des trajectoires de transport éolien pour le Pléniglaciaire supérieur.

Nous avons choisi d’aborder ces deux objectifs en combinant une étude géostatistique des variations d’épaisseurs et des gradients granulométriques des dépôts éoliens régionaux avec l’étude géochimique (éléments majeurs et traces) des dépôts lœssiques et de leurs sources potentielles.

L’approche spatiale constitue également le fonde- ment méthodologique du deuxième volet de cette partie qui se consacre à l’étude des édifices dunaires. Les dunes sont d’excellents marqueurs du régime des vents passés (Lancaster, 2008) et ont été clas- siquement utilisées pour reconstituer les directions des vents au cours de la dernière glaciation et du Tardiglaciaire en Europe (Zeeberg, 1998 ; Renssen et al., 2007 ; Isarin et al., 1997 ; Van Huissteden et al., 2001 ; Poser, 1950 ; Maarleveld, 1960) et dans d’autres régions du globe (Lancaster et al., 2002; Kutzbach et Wright, 1985 ; Wolfe, 2004). Par ailleurs, les directions extrapolées à partir des dunes ont été utilisées dans plusieurs travaux pour tester la validité des résultats des simulations de la circu- lation des vents (e.g. Renssen et al., 2007 ; Isarin et al., 1997 ; Zeeberg, 1998 ; Kutzbach et Wright, 1985). Dans les Landes de Gascogne, Legigan (1979) a été le premier a reconnaitre la présence des rides dunaires (dunes de faibles ampleur), les dunes paraboliques étant connues depuis longtemps (cf. partie I). Toutefois l’auteur n’a pas proposé une classification des différents types de morphologies des rides et des dunes paraboliques et aucune resti- tution cartographique n’a été réalisée. Ainsi, dans le deuxième volet de cette partie, l’objectif était tout d’abord :

i. d’établir une classification des principales morphologies caractérisant les rides et les dunes paraboliques ;

ii. de tester dans quelle mesure la distribution des différents édifices dunaires dans le paysage a été conditionnée par des facteurs tels que la topographie et/ou le réseau hydro- graphique.

Enfin, il s’agissait de reconstituer le régime des vents efficaces ayant contribué à la formation des édifices dunaires. Legigan (1979) avait déjà construit des roses des vents à partir des dunes mais ses mesures avaient été réalisées en prenant en compte à la fois les dunes paraboliques et les rides (cf. Partie I). Or, les résultats de notre étude chronostratigraphique (Partie II) ont pu montrer que l’âge des édifices n’est pas homogène dans les Landes de Gascogne : les rides témoignent en effet de plusieurs phases éoliennes datant du Pléistocène moyen et du Plé- niglaciaire moyen et la plupart des dunes paraboliques sont d’âge Dryas récent. Cette configuration particulière offrait la possibilité unique de pouvoir extraire des informations sur le régime des vents efficaces au cours de différentes périodes et de les confronter aux résultats sur les trajectoires de transport établies à partir des gradients de granularité.

III.2 : Chronostratigraphie

Dans le document CHRONOSTRATIGRAPHIE ET DISTRIBUTION SPATIALE DES DÉPÔTS ÉOLIENS QUATERNAIRES DU BASSIN AQUITAIN (Page 161-169)