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Contribution des données du nord de la France à l’étude du rôle du thermokarst dans les phases d’activités pléistocènes des talwegs élémentaires

Contribution of northern French data to the study of the role of thermokarst in the Pleistocene activity phases of elementary talwegs
Laurent DESCHODT
p. 149-172

Résumés

Le réseau de talwegs élémentaires sur versants et interfluves est réputé être un héritage périglaciaire pléistocène. Cependant les dépôts sédimentaires des vallons secs sont en général lacunaires et peu informatifs. Dix-huit indices d’activités fluviatiles sur versant sont passés en revue dans le bassin français de l’Escaut et sur ses marges. La majorité est constituée de ravines remblayées. Plusieurs phases de ravinements interviennent au cours du Pléniglaciaire weichselien (environ 65 à 15 ka) sur des bassins de taille réduite (quelques dizaines de milliers de m²), sur interfluves et hauts de versants (six cas recensés) ou en plaine (quatre cas). Ils sont fréquemment associés à des vestiges de coins de glace. Les exemples actuels d’incision de ravines le long de coins de glace (thermo-érosion) dans un contexte de dégradation de pergélisol semblent être des analogues pertinents qui expliquent les données pléistocènes. Des arguments stratigraphiques, quelques donnés géochronologiques et des comparaisons avec les régions limitrophes permettent d’envisager qu’au cours du dernier cycle une dégradation rapide d’un pergélisol riche en glace au début du Greenland Interstadial GI-15, -8, -4 et peut-être au début du GI-2. La répétition du phénomène au cours du Pléistocène a probablement joué un rôle dans la genèse du réseau de talwegs sur les interfluves. Le bilan sédimentaire pléistocène des vallons collecteurs est en général peu développé, ce qui implique un transit efficace de la charge solide vers l’aval lors de ces épisodes. Seuls trois cas de dépôts plus épais sont recensés, dans des vallons totalement ou partiellement remblayés ensuite par le loess de couverture de la fin du Pléniglaciaire weichselien. Une forte activité ultérieure est perçue sur des bas de versant loessique (2 cas). Elle est attribuée à un ruissellement sur versant au cours du Dryas récent, mais cette fois sans indice de pergélisol.

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Notes de la rédaction

Manuscrit reçu le 12 février 2019, reçu sous forme révisée le 31 aout 2022, définitivement accepté le 29 septembre 2022

Texte intégral

Je remercie Pierre Antoine et un relecteur anonyme pour leurs remarques et les améliorations substantielles qu’elles ont pu apporter au manuscrit.

1. Introduction

1La ramification du réseau de drainage depuis son exutoire jusqu’aux unités talwegs élémentaires les plus en amont sur les versants et les interfluves est un élément essentiel de la description du relief. Les talwegs élémentaires constituent un élément clé dans les transferts et les relais de processus entre versant et le réseau fluvial (Campy et al., 2013 ; Fort et al., 2015 ; Bravard, 1996) et participent à l’érosion « normale » (Broc, 1996). Depuis Horton (1945), la genèse du réseau amont de drainage est considérée comme relevant de la concentration progressive du ruissellement lors de précipitations qui saturent la capacité d’infiltration du sol. Un talweg élémentaire serait donc une ravine qui a réussi dans la vie en y faisant son trou ?

1.1. Un réseau de talwegs issu des phases froides du Pléistocène

2Dans la moitié nord de la France, aux latitudes moyennes (environ 50°N), le réseau amont de talwegs est largement développé. Il conflue souvent en vallons et vallées sèches avant de se connecté au réseau hydrographique actif. Sous le climat océanique tempéré actuel et sur surfaces végétalisée, l’écoulement hypodermique est prédominant, les épisodes de ruissellement sont rares et l’érosion associée limitée (Lhénaff, 1986 ; Wicherek, 1986). Par contre, l’érosion en rigoles et ravines est particulièrement efficace en contexte de versant limoneux cultivé (Neboit, 2010 ; Wicherek, 1986). Cependant, même en contexte anthropisé des plateaux limoneux du nord de la France, le réseau ne fonctionne que localement et sporadiquement lors de précipitations orageuses exceptionnelles. Sa genèse ne peut être envisagé sous le climat tempéré actuel. Le réseau est considéré comme un héritage pléistocène en relation avec une imperméabilisation du substrat par le gel en contexte périglaciaire (Demangeon, 1905 ; Bravard et Petit, 1997 ; Bogaart et al., 2003 ; Taborelli et al., 2016).

3Nos connaissances sur la genèse et le fonctionnement pléistocène du réseau amont dans le nord de la France ont peu progressés comparées à celles sur la mise en place de la couverture limoneuse éo-colluviale présente sur les interfluves (Antoine et al., 2016). Il est vrai que le bilan sédimentaire dans l’axe des talwegs est peu développé et même souvent lacunaire. Dans la majorité des cas, sous des dépôts colluviaux holocènes éventuellement épais (fréquemment plusieurs mètres dans les régions de plateaux à couverture loessique), l’enregistrement sédimentaire pléistocène, quand il est présent, est réduit à un dépôt graveleux fluviatile peu épais et mal trié avec un contact érosif sur le substratum ante-quaternaire. Éventuellement, le gravier peut être surmonté d’un limon éolien peu épais en continuité avec la couverture loessique de la fin du Pléniglaciaire supérieur. Les sols pléistocènes parfois présents latéralement à une altitude un peu plus élevée ne sont pas conservés dans l’axe des talwegs (fig. 1).

Fig. 1 – Exemple schématique d’un enregistrement sédimentaire typique et lacunaire du réseau amont de talwegs et vallons secs : coupe d’une vallée asymétrique du bassin de la Somme.
Fig. 1 – Schematic example of a typical and incomplete sedimentary record of the upstream network of talwegs and dry valleys: cross-section of an asymmetric valley in the Somme river basin.

Fig. 1 – Exemple schématique d’un enregistrement sédimentaire typique et lacunaire du réseau amont de talwegs et vallons secs : coupe d’une vallée asymétrique du bassin de la Somme.Fig. 1 – Schematic example of a typical and incomplete sedimentary record of the upstream network of talwegs and dry valleys: cross-section of an asymmetric valley in the Somme river basin.

(d’après Antoine, 2002) 1. Craie ; 2. Argile de décarbonatation ; 3. Loess saaliens ; 4. Horizon Bt de sol brun lessivé (interglaciaire) développé sur les loess saaliens ; 5. Sols du Début glaciaire weichselien ; 6. Loess pléniglaciaire inférieurs et moyen ; 7. Loess calcaires ; 8. Sol tardiglaciaire et holocène ; 9. colluvions holocènes (d’après Antoine, 2002).
(after Antoine, 2002) 1. Chalk; 2. Decarbonation clay; 3. Saalian loess; 4. Horizon Bt of a leached brown sol (interglacial) developed on Saalian loess ; 5. Weichselian early glacial soils; 6. Lower and Middle pleniglacial loess; 7. Calcareous loess; 8. Lateglacial and holocen soil; 9. Holocene colluviums.

4Les « creuses » du réseau amont des plateaux crayeux picards ont fait l’objet d’une attention renouvelée en raison de leurs caractéristiques morphologiques (encaissement marqué, limites amont-aval brutales, parfois modelé fluvial caractéristique dans leur fond, lien avec le réseau karstique), écologiques (diversité biologique) et d’une suspicion de relation avec une tectonique active. Cependant elles n’ont pas livré jusqu’à maintenant de bilan sédimentaire plus étoffé (De Foucault et al., 1997 ; Lahousse et al., 2003 ; Taborelli et al., 2016).

5D’une manière générale, l’indigence des dépôts associés au fonctionnement du réseau élémentaire de talwegs limite les études sur leur fonctionnement passé et leur genèse. Cependant, au gré de sondages systématiques en contexte d’archéologie préventive, quelques observations ont livré des témoins sédimentaires d’écoulements concentrés du réseau amont. Il s’agit de dépôts fluviatiles grossiers devenant exceptionnellement épais dans un talweg ou un paléo-talweg (Deschodt et al., 1998 ; Deschodt, 2006a), de ravines ou ravins (parfois de section imposante) totalement remblayées au sein de la couverture de versant (Toquenne, 2007 ; Antoine et al., 2014, 2016), de ravines associées à la dégradation d’un réseau de coins de glace (Deschodt, 2006b), de figures d’érosions observées à l’approche d’un talweg (Lemaire, 2005). Autant d’indices qui renvoient à des phases d’activité pléistocène du réseau amont avec, pour certains d’entre elles, des figures thermokarstiques.

1.2. Le thermokarst dans les séquences quaternaires continentales

6Les plaines non englacées d’Europe de l’Ouest au Pléistocène ont connu à plusieurs reprises aux moyennes et hautes latitudes (Pissart, 1970 ; Vandenberghe, 1992 ; Huijzer et Isarin, 1997 ; Van Vliet-Lanoë, 2005 ; Albers et al., 2021). Le pergélisol se marque par la présence de traces de coins de glaces (ice wedges) ou de coins à remplissage minéral (sand wedges) qui suit le réseau décamétrique de contraction thermique (Haesaerts et Van Vliet 1973 ; Van Vliet-Lanoë, 1988 ; 1996, 2005 ; Murton et Bateman, 2007 ; French, 2013 ; Bertran et al., 2013 ; Andrieu et al., 2016 ; Ballantyne, 2018). Le pergélisol permet la croissance et la conservation d’une glace de ségrégation en son sein et en particulier dans le réseau de fentes de contraction thermique (Van-Vliet, 1985 ; Van Vliet-Lanoë, 2005 ; French, 2013 ; Ballantyne, 2018). Le volume de glace stocké peut être très important en fonction de la zone climatique (intersaisons et été plus ou moins humide), de conditions hydrologiques locales, de l’âge du pergélisol. Quand ce dernier se dégrade (lors d’un réchauffement climatique ou, plus ponctuellement, suite à une exposition mécanique ou à une modification de la couverture végétale), l’eau accumulée sous forme de glace de ségrégation fond et est libérée. Des modelés propres (thermokarsts) sont susceptibles de se développer. Ces phénomènes sont largement étudiés dans les régions périglaciaires actuelles (entre autres : French, 1974, 2013 ; Svensson, 1982 ; Seguin et Allard, 1984 ; Pissart, 2002 ; Jorgenson et Osterkamp, 2005 ; Van Vliet-Lanoë, 2005 ; Fortier et al., 2007 ; Bowden et al., 2008 ; Osterkamp et al., 2009 ; Tonolio et al., 2009 ; Godin et al., 2012 ; Ballantyne, 2018 ; Lewkowicz et Way, 2019). Des traces pléistocènes de thermokarsts sont également présentes dans les anciennes régions périglaciaires d’Europe du Nord-Ouest. Il s’agit de dépressions thermokarstiques (Pissart, 2002 ; Bohncke et al. 2008, Bertran et al., 2018 ; Van Vliet et al., 2016, 2019 ; Deschodt, 2019) mais aussi de ravines alimentées par la fusion de la glace et guidées par les réseaux de coins de glace. Dans les cas les plus explicites, la trace de la « racine » du coin de glace est observée sous la ravine et celle-ci montre des évidences d’écoulements sur sédiment gelé : remaniement ou effondrement de blocs gelés, incisions latérales sous les bords de la ravine (suffusion) (Dylik, 1964 ; Van Vliet-Lanoë, 2006 ; Antoine et al., 2001, 2007, 2013, 2014, 2016 ; Andrieux et al., 2016). Les incisions de ravines recensées interviennent à plusieurs reprises au cours du Pléniglaciaire. Le dernier épisode précède le dépôt de loess de couverture. Nous n’avons pas d’évidence de nouveaux épisodes d’incisions sur les interfluves et les hauts de versant après le dépôt du loess de couverture.

1.3. Objectifs de l’étude

7Nous tentons dans le présent article de rassembler les indices d’écoulement concentrés pléistocènes en contexte de versant ou dans les parties amont du réseau, que les sections du réseau concerné soient visibles (vallons secs) ou non en topographie (scellé par une couverture loessique ultérieure). Nous les comparons avec d’autres indices pléistocènes dans les régions voisines et des phénomènes actuels d’écoulement thermokarstiques associés à la dégradation des réseaux de coins de glace. Nous essayons d’établir la signification de ces indices et un lien probable entres les écoulements thermokarstiques et la genèse des réseaux amonts des talwegs.

8La région étudiée est le bassin français de l’Escaut et ses abords. Nous essayons d’en percevoir ainsi les traits communs (position morphologique et lien avec la topographie actuelle, attribution chronologique, nature des sédiments ou des indices d’écoulement, processus génétique possible). Nous les comparons aux indices des régions voisines et aux processus actuels en contexte de pergélisol.

9Les données proviennent d’observations recueillies dans le cadre de diagnostics archéologiques (sondages en puits ou en tranchée à la pelle mécanique) ou publiées (opération archéologique, levée de coupes de briqueterie). La collecte est limitée aux observations sur versant et dans les vallons amonts, considérant que l’activité fluviale pléistocène des fonds de vallées aval (dans des secteurs parfois actuellement dépourvus d’écoulements) relève d’une problématique distincte bien que connexe (Deschodt, 2014, 2015). De même, nous avons écartés les exemples de ruissellements en nappes ou faiblement concentrés parfois observé en lien avec des érosions et hiatus sédimentaires sur versant (Deschodt et al., 2008). Les informations sur le remblaiement colluvial du réseau au cours de l’Holocène ne sont pas considérées.

10Notre corpus, qui ne prétend pas à l’exhaustivité, comprends 18 observations (fig. 2, tab. 1). Elles se répartissent dans le haut pays (région de plateaux crayeux) et dans le bas pays (région de plaines et de collines développées dans les sables et argiles paléogènes). Une observation isolée est située dans la zone d’affleurement du socle paléozoïque (calcaire viséen), à l’est de la Sambre. Toutes les observations sont situées en contexte loessique.

Fig. 2 – Localisation des indices d’écoulements concentrés pléistocènes sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.
Fig. 2 – Location of the hints of Pleistocene concentrated flows on slope and in the upstream dry valleys network.

Fig. 2 – Localisation des indices d’écoulements concentrés pléistocènes sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 2 – Location of the hints of Pleistocene concentrated flows on slope and in the upstream dry valleys network.

A : Carton de localisation à l’échelle régionale, coordonnées Lambert 93. B : Carton de localisation à l’échelle locale, coordonnées Lambert 93. 1. Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 et 7 », présenté Figure 3A-B ; 2. Avion, SP3 de la « Zone industrielle du 14 », présenté Figure 3C-D ; 3. Vimy « Briqueterie », présenté Figure 3E-F ; 4. Saint-Hilaire-sur-Helpe « La Grande Pièce », présenté Figure 3G-H et 4 ; 5. Marcoing « Briqueterie » présenté Figure 5A-B ; Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » présenté Figure 5C-D et 6 ; Tilloy-les-Cambrai « talus autoroute » présenté Figure 5E-F ; Saint-Quentin, SP8 à 11 de la « Vallée du Chemin de l’Abbaye », présenté Figure 5G-H et 7 ; 9. Marly « Pont autoroute », présenté Figure 8A-B ; 10. Freulinghien « Briqueterie », présenté Figure 8C-D ; 11. Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie », présenté Figure 8E-F ; 12. Seclin « Mayoland », présenté Figure 8G-H ; 13. Sain-Saulve « rue des Fostiaux », présenté Figure 9A-B ; 14. Hénin-Beaumont « Marais de Dourges », présenté Figure 9C-D ; 15. Mérignies « Golf », présenté Figure 9E-F ; 16. Onnaing « Toyota », présenté Figure 9G-H, 10 et 11 ; 17. Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye », présenté Figure 12A-B; 18. Avions « Zone industrielle du 14 », présenté Figures 12C-D et 13.
A: Location map at the regional scale, Lambert 93 survey. B: Location map at the local scale, Lambert 93 survey. 1. Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 and 7 », displayed in Figure 3A-B; 2. Avion, SP3 from « Zone industrielle du 14 », displayed in Figure 3C-D; 3. Vimy « Briqueterie », displayed in Figure 3E-F; 4. Saint-Hilaire-sur-Helpe « La Grande Pièce », displayed in Figure 3G-H and 4; 5. Marcoing « Briqueterie » displayed in Figure 5A-B; Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » displayed in Figure 5C-D and 6; Tilloy-les-Cambrai « talus autoroute » displayed in Figure 5E-F; Saint-Quentin, SP8 to 11 from « Vallée du Chemin de l’Abbaye », displayed in Figure 5G-H and 7; 9. Marly « Pont autoroute », displayed on Figure 8A-B; 10. Freulinghien « Briqueterie », displayed on Figure 8C-D; 11. Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie », displayed on Figure 5E-F; 12. Seclin « Mayoland », displayed on Figure 8G-H; 13. Sain-Saulve « rue des Fostiaux », displayed on Figure 9A-B; 14. Hénin-Beaumont « Marais de Dourges », displayed on Figure 9C-D; 15. Mérignies « Golf », displayed on Figure 9E-F; 16. Onnaing « Toyota », displayed on Figure 9G-H, 10, and 11; 17. Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye », displayed on Figure 12A-B; 18. Avions « Zone industrielle du 14 », displayed on Figure 12C-D and 13.

Tab. 1 – Indices d’écoulements concentrés sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.
Tab. 1 – Indices of concentrated flows on slope and in the upstream dry valleys network.

2. Données et méthodes

2.1. Les indices d’écoulements pléistocènes

11Les observations sont présentées dans l’ordre croissant de la superficie du bassin versant susceptible d’avoir alimenté les écoulements. Cependant, dans le cas des formes remblayées l’estimation est délicate. Nous délimitions alors un bassin potentiel probablement surestimé par rapport à celui ayant généré les écoulements. Différentes échelles spatiales sont concernées, depuis une ravine associée à un bassin versant potentiel d’environ 9 000 m² (moins d’un hectare) dans la plaine de la Scarpe (observation n° 1) jusqu’à un vallon sec de la Gohelle issu des hauteurs de l’Artois et alimenté par un bassin versant de 64 km² (observation n° 18). Chaque observation fait l’objet d’une présentation succincte, d’une localisation sur une carte en courbes de niveau (à l’échelle du bassin versant) et d’une coupe schématique (une flèche pointe les indices concernés).

2.1.1. Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 et 7 »

12Un puits creusé pour réaliser le passage d’un gazoduc sous un chemin rural dans la plaine de la Scarpe a permis l’observation d’une ravine évasée incisant des dépôts fluvio-éoliens sablo-limoneux (Deschodt et al., 2012). Situé dans la plaine haute de la Scarpe et plus précisément sur un léger interfluve (fig. 3A), les formations fluviatiles ont été datées par OSL de 27,95 ± 2,62 ka (datation Oxford) tandis que le comblement de la ravine sus-jacente été datée de 34,02 ± 3,22 ka (datation Oxford). Si nous faisons confiance à ces deux dates, et si nous considérons l’antériorité du dépôt fluviatile à environ 27,9 ka, la probabilité d’âge du début de la phase d’activité de la ravine bénéficierait d’un mode a postériori vers 27,1 ka.

13Ces données témoignent de phase d’écoulements abondants issus d’un bassin versant réduit (moins de 10 000 m² estimé). La ravine n’est pas isolée et de nombreuses autres ont été observées dans la même position morpho-stratigraphique dans la haute plaine de la Scarpe le long du tracé du gazoduc (Feray, 2009 ; Deschodt et al., 2012).

2.1.2. Avion « Zone industrielle du 14 », ravine

14L’observation n° 2 (fig. 3B), dans la région de la Gohelle, est un sous-ensemble de l’observation no18 (transect à Avion). Elle concerne un sondage en puits à la pelle mécanique réalisé sur le versant d’un vallon sec (Lefevre, 2006 ; Deschodt, 2006a). Un épais dépôt de graviers de craie roulés (plus de 1,3 m d’épaisseur) a été rencontré sous le loess typique de la fin du Pléniglaciaire supérieur dans un sondage (SP3). Tous les autres sondages proches et dans la même position topographique ont rencontré des formations limoneuses attribuables au Weichselien (Pléniglaciaire moyen, Début Glaciaire) ou à l’Eemien (sol eemien sur loess saalien). Nous sommes donc en présence d’une ravine (plus de 2 m de large, ses bords non pas été observés dans le sondage en puits) incisée dans les dépôts limoneux de versant avant le dépôt du loess de couverture. La ravine doit rejoindre le paléo-talweg ou a été réalisé l’observation n° 18 (fig. 7B). Sa potion topographique implique un bassin d’alimentation de moins de 30 000 m² (moins de 3 ha).

2.1.3. Vimy « Briqueterie »

15La briqueterie de Vimy, dans la région de la Gohelle, est connue pour avoir livré des industries lithiques. Elle occupe, en contrebas de l’escarpement artésien, une position d’interfluve entre deux vallées sèches (fig. 3C). Elle se situe en limite du bassin qui a alimenté l’observation n° 18. L’exploitation permettait d’observer un sol humifère du Début Glaciaire wechselien reposant sur le sol eemien développé sur des loess saaliens. Dans les années 1960, l’exploitation a été gênée par la présence sur le front d’extraction de sable entrecroisé et de blocs d’argile remaniée. Ce dépôt grossier était observable sur 90 m de long et plus de 2 m d’épaisseur. Il a été décrit, publié et interprété comme un « chenal », une « rivière quaternaire » (Dollé, 1965). La coupe a été de nouveau étudiée quelques années plus tard après le recul du front d’exploitation. Ce levé postérieur montre la présence de sables entrecroisés en un chenal qui entaille le complexe de sols de l’Eemien et du Début Glaciaire weichselien. Mais l’extension est moindre que celle décrite en 1965 et l’épaisseur atteint au maximum de 0,6 m (Sommé et Tuffreau, 1976 ; Sommé, 1977). Le « chenal quaternaire » de Dollé est probablement une large et profonde ravine recoupée longitudinalement par le front d’exploitation. La position de la carrière sur un interfluve implique un bassin d’alimentation réduit qui ne devait pas dépasser 30 000 m² (3 ha).

Fig. 3 – Indices 1 à 4 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.
Fig. 3 – Indices 1 to 4 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

Fig. 3 – Indices 1 à 4 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 3 – Indices 1 to 4 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

A : Localisation de l’observation n° 1 (Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 et 7 ») et bassin versant associé. B : Coupe d’après Deschodt et al. (2012), modifiée. 1. Base de la ravine ; 2. Sable et limon fluvio-éoliens ; 3. Sable et limon lité (remplissage de la ravine) ; 4. Sol holocène. C : Localisation de l’observation n° 2 (SP3 d’Avion - Zone industrielle du 14 avec son bassin versant) et localisation de l’observation n° 18 montrant l’incision maximum du talweg pléistocène. D : Transect passant par l’observation n° 2, d’après Deschodt (2006) modifié. 1. Ravine à comblement de graviers de craie roulés ; 2 Craie ; 3. Sol eemien ; 4. Loess pléniglaciaire inférieur et moyen ; 4. Loess pléniglaciaire supérieur ; 6. Sol holocène et labour. E : Location de l’observation n° 3 (Vimy « Briqueterie » et bassin versant associé). F : Coupe de Vimy « Briqueterie », d’après Sommé et Tuffrau (1976) et Sommé (1977), modifiée. 1. Ravine ; 2. Craie ; 3. Loess saalien ; 4. Sol eemien; 5. Sables fluviatiles entrecroisés ; 6. Loess pléniglaciaire weichselien ; 7. Sol holocène. G : Localisation de l’observation n° 4 (Saint-Hilaire « La Grande Pièce ») et bassin versant associé. H : Transect schématique de l’observation n° 4, d’après Feray et al. (2013), modifié. 1. Ravine ; 2. Substrat antequaternaire ; 3. Sol eemien ; 4. Complexe de sols du Début glaciaire weichselien ; 5. Divers loess et loess remanié du Pléniglaciaire weichselien ; 6. Sol interstadiaire du Pléniglaciaire moyen weichselien ; 7. Horizon à langues de Nagelbeck surmonté par le loess de la fin du Pléniglaciaire weichselien et pédogenèse holocène.
A: Location of the observation 1 (Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 et 7 ») and his catchment. B: Cross-section, after Deschodt et al. (2012), modified. 1. Bottom of the gully; 2. Fluvio-aeolian sand and silt; 3. Bedded sand and silt (gully infilling); 4. Holocene soil. C: Location of the observation n° 2 (SP3 d’Avion - Zone industrielle du 14 and his catchment), location of the observation n° 18 showing the maximum incision of the Pleistocene talweg. D: Cross-section by the observation n° 2, after Deschodt (2006), modified. 1. Gully infilled by rounded chalk gravels; 2. Chalk; 3. Eemien soil; 4. Lower and Middle Pleniglacial loess; 4. Upper Pleniglaciail loess; 6. Holocene soil and plough horizon. E: Location of the observation n° 3 Vimy « Briqueterie » and his catchment. F: Cross-section of Vimy « Briqueterie », after Sommé and Tuffrau (1976), and Sommé (1977), modified. 1. Gully; 2. Chalk; 3. Saalian loess; 4. Eemian soil; 5. Cross-bedded fluvial sands; 6. Weichselian Pleniglacial loess; 7. Holocene soil. G: Location of the observation n° 4 (Saint-Hilaire « La Grande Pièce » and his catchment). H: Schematic cross-section of the observation n° 4, after Feray et al. (2013), modified. 1. Gully; 2. Ante-quaternary substratum; 3. Eemian soil; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Weichselian Pléniglacial various loess and reworked loess; 6. Weichselian Middle Pleniglacial interstadial soil; 7. Cryoturbated level of Nagelbeck, overlayed by the Weichselian terminal Upper Pléniglacial loess and Holocene pedogenesis.

2.1.4. Saint-Hilaire-sur-Helpe « La Grande pièce »

16La fouille d’un niveau paléolithique a permis le levé de la couverture loessique sur le bord d’un interfluve qui domine la vallée de l’Helpe Majeure (fig. 3D) (Feray, 2013). À cet endroit, l’épaisse couverture loessique weichselienne, comportant un sol du Début Glaciaire à la base, repose sur un sol interglaciaire eemien développé sur un loess saalien. Quatre générations de ravines successives sont observées dans la couverture weichselienne (fig. 3D). Elles sont larges de quelques mètres et profondes d’environ 1 m maximum (fig. 4). La plus ancienne affecte le sol du Début Glaciaire. Deux ravines montrent distinctement une relation avec un réseau de coins de glace (présence de la racine du pseudomorphe de coin de glace). Les sondages de diagnostiques archéologiques qui ont précédé l’opération de fouille ont d’ailleurs recoupé également un exemple caractéristique de pseudomorphe de grande fente à coin de glace s’évasant en ravine au détriment du complexe de sols du Début Glaciaire et de l’Eemien (Lantoine, 2006). Ces multiples ravines se sont développées sur un bassin versant réduit ne dépassant pas 35 000 m² (3,5 ha).

Fig. 4 – Synthèse stratigraphique de l’observation 4 (Saint-Hilaire-sur-Helpe).
Fig. 4 – Stratigraphic Synthesis of the observation 4 (Saint-Hilaire-sur-Helpe).

Fig. 4 – Synthèse stratigraphique de l’observation 4 (Saint-Hilaire-sur-Helpe).Fig. 4 – Stratigraphic Synthesis of the observation 4 (Saint-Hilaire-sur-Helpe).

Voir Figure 3H. 1. Réseau de coins de glace ; 2. Ravines.
See Figure 3H. 1. Ice wedges network; 2. Gullies.

2.1.5. Marcoing « Briqueterie Debus »

17La carrière de Marcoing occupait un interfluve dominant la vallée de l’Escaut (fig. 5A). Le front de carrière permettait d’y distinguer le sol interglaciaire eemien développé sur les loess saalien à environ 3 m de profondeur. Il était surmonté par les sols humifères du Début Glaciaire weichselien. Les sols étaient déformés par des pseudomorphes de coins de glace. Au même niveau s’ouvrait une ravine de près de 2 m à l’ouverture et d’environ 1,3 m de profondeur. Elle incisait le sol eemien (fig. 5B). Son développement est associé à la dégradation d’un coin de glace : « les fentes semblent avoir joué le rôle de chenaux d’érosion » (Sommé et Tuffreau, 1971), « il est possible […] qu’il s’agisse d’une fente élargie par l’érosion » (Sommé, 1977). Cette incision en chenal se développe en position d’interfluve, avec un bassin potentiel maximum de l’ordre de 50 000 m² (5 ha).

2.1.6. Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie »

18Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » est situé dans la plaine de la Lys. La zone sondée est à proximité du lit majeur de la Deûle et le domine de quelques mètres (fig. 5C). Nous y avons observé un réseau de pseudomorphes de coins de glace, apparaissant à faible profondeur et affectant des formations limoneuses litées fluvio-éoliennes (fig. 5D). Certaines sections du réseau sont accompagnées à leur sommet d’un cailloutis. La présence du gravier met en exergue l’existence d’écoulements et le développement de petites ravines (quelques décimètres de profondeur et de largeur) guidées vers la Deûle par des segments du réseau de coins de glace (fig. 6). Le bassin versant potentiel est particulièrement difficile à estimer dans cette zone au relief peu marqué. En se fondant sur le modèle numérique de terrain, nous l’évaluons son aire maximum à environ 62 700 m² (6,2 ha).

Fig. 5 – Indices 5 à 8 d’écoulements concentrés sur versant et dans le réseau amont de vallées.
Fig. 5 – Indices 5 to 8 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

Fig. 5 – Indices 5 à 8 d’écoulements concentrés sur versant et dans le réseau amont de vallées.Fig. 5 – Indices 5 to 8 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

A : Localisation de l’observation 5 Marcoing « Briqueterie » et du bassin associé. B : Coupe de l’observation n° 5, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Ravine associée à un réseau de coins de glace ; 2. Loess Saalien ; 3. Sol eemien ; 4. Complexe de sol du Début Glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire ; 6. Horizon à langues de Nagelbeck, loess de la fin du Pléniglaciaire et pédogenèse holocène. C : Localisation de l’observation n° 6 de Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » et bassin versant associé. D : Croquis de l’observation n° 6, d’après Deschodt (2006), modifié. 1. Pseudomorphe de coin de glace révélé par la présence de graviers ; 2. Limon lité fluvio-éolien ; 3. Bloc remanié provenant de (2) ; 4. Graviers d’argiles associés à un pseudomorphe de coin de glace ; 5. Sol holocène et labour. E : Localisation de l’observation n° 7 (Tilloy-les-Cambrai « Talus autoroute » et bassin versant associé). F : Coupe de l’observation n° 7, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Large ravine ; 2. Loess saalien ; 3. Sol eemien ; 4. Complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire weichselien ; 6. Horizon à langues de Nagelbeck, loess de la fin du Pléniglaciaire et sol holocène. G : Localisation de l’observation n° 8 (SP8 à SP11 de Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye ») à proximité de l’observation n° 17, et le bassin versant associé. H : Coupe de l’observation n° 8, d’après Lemaire (2005), modifié. 1. Petite ravine avec traces découlements à travers un sédiment gelé ; 2. Sol eemien sur loess ; 3. et 4. Complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire avec lits provenant du remaniement de (4) ; 6. Sol holocène et labour ; 7. Perturbation, trou d’obus.
A: Location of the observation 5 Marcoing « Briqueterie » and his catchment. B: Cross-section of the observation n° 5, after Sommé (1977), modified. 1. Gully linked to a ice-wedges network; 2. Saalian loess; 3. Eemien soil; 4. Weichselian Early Glacial soil complex; 5. Pleniglacial loess; 6. Cryoturbated level of Nagelbeck, teminal Pleniglacial loess and holocene pedogenesis. C: Location of the observation n° 6 Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » and his catchment. D: Sketch of the observation n° 6, after Deschodt (2006), modified. 1. Ice-Wedge cast revealed by présence of gravels; 2. Fluvio-aeolian bedded silt; 3. Reworked bloc coming from (2); 4. Clay gravels linked to an ice wedge cast; 5. Holocene soil and plough horizon. E: Location of the observation n° 7 (Tilloy-les-Cambrai « Talus autouroute » and his catchment). F: Cross-section of the observation n° 7, after Sommé (1977), modified. 1. Wide gully; 2. Saalian loess; 3. Eemian soil; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Weichselian Pleniglacial loess; 6. Cryoturbated level of Nagelbeck, final Upper pleniglacial loess and holocene soil. G: Location of the observation n° 8 (SP8 to SP11 from Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye »), near the observation n° 17, and his catchment.

H: Cross-section of the observation n° 8, after to Lemaire (2005), modified. 1. Tiny gully with marks of flows cutting a frozen sediment; 2. Eemien soil on loess; 3. and 4. Weichselian Early Glacial complexe soils; 5. Pleniglacial loess with layers coming from the reworking of (4); 6. Holocene soil and plough horizon; 7. Disturbance, shell hole.

2.1.7. Tilloy-lez-Cambrai, « talus autoroute »

19À Tilloy-lez-Cambrai, Jean Sommé a levé les dépôts quaternaires visibles sur le talus autoroutier (Sommé, 1977). L’autoroute empreinte un ensellement entre deux vallées sèches qui rejoignent la vallée de l’Escaut proche (fig. 5E). Le bassin versant correspondant est peu étendu, estimé à un maximum de 66 700 m² (6,7 ha). Pourtant le levé montre clairement une large et profonde ravine : 30 m à l’ouverture (mais nous ne connaissons pas l’angle avec laquelle le chenal est recoupé par le talus) et plus de 6 m de profondeur (fig. 5F). L’ouverture s’effectue au sein des dépôts loessique pléniglaciaire au niveau de l’horizon à langues de Nagelbeck. La ravine incise largement les dépôts weichseliens antérieurs (dont un sol du Début Glaciaire), le sol eemien développé sur loess saalien, et les loess saaliens sous-jacents. Le chenal est comblé par des dépôts limoneux lités.

Fig. 6 – Détail de l’observation 6 (Quesnoy-sur-D. « Chemin de la Bergerie »), graviers dans un réseau de coin de glace.
Fig. 6 – Detail of the observation 6 (Quesnoy-sur-D. « Chemin de la Bergerie »), gravels in an ice wedges network.

Fig. 6 – Détail de l’observation 6 (Quesnoy-sur-D. « Chemin de la Bergerie »), graviers dans un réseau de coin de glace.Fig. 6 – Detail of the observation 6 (Quesnoy-sur-D. « Chemin de la Bergerie »), gravels in an ice wedges network.

A : Photo d’un nœud du réseau de pseudomorphe de coins de glace dans une tranchée de sondage (voir Figure 6D). B : Transcription de la vue A. 1. Graviers d’argiles mettant en évidence la trace d’un écoulement dans l’axe de la plus grande pente du réseau.
A: Photo of a node of the ice wedges cast network in a test trench (see Figure 6D). B: View A transcription. 1. Clay gravels inlighting the mark of a flow in the greatest slope axis of the network.

2.1.8. « Vallée du Chemin de l’Abbaye », SP8 à SP11

20L’observation no 8 (fig. 5G-H) est un sous-ensemble de l’observation no 17. Il s’agit d’un bas de versant connecté au fond d’une large vallée sèche dans le bassin de haute vallée de la Somme (Lemaire, 2005). La pente est forte (environ 6 %). À faible profondeur, sur le substrat crayeux, nous observons un sol de rang interglaciaire, eemien, surmonté par un sol humifère attribué au Début Glaciaire weichselien. Le complexe de sol est affecté par des processus de déstabilisation d’intensité croissante vers le bas. Sur quelques mètres, nous observons le passage d’une reptation à une solifluxion, puis à ruissellement jusqu’au démantèlement total du sol et sa redistribution sous forme des lits fin réguliers (fig. 7). Nous observons une occurrence d’écoulements en suffusion à travers le complexe de sol, formant une ravine de quelques décimètres de profondeur et de largeur. La position topographique implique un bassin d’alimentation qui ne peut dépasser 80 000 m² (8 ha).

Fig. 7 – Détails de l’observation 9 (SP8 à 11 de Saint-Quentin), déstabilisation du bas de versant et ravine.
Fig. 7 – Details of the observation 9 (SP8 to 11 of Saint-Quentin), slope bottom destabilization and gully.

Fig. 7 – Détails de l’observation 9 (SP8 à 11 de Saint-Quentin), déstabilisation du bas de versant et ravine.Fig. 7 – Details of the observation 9 (SP8 to 11 of Saint-Quentin), slope bottom destabilization and gully.

A : Observations SP8 à 11, tranchée, voir Figure 4G. B : Photos des principales traces de déstabilisation du versant et localisation sur la tranchée, avec intensité croissante vers le bas du versant. 1. Mouvement en masse avec fractures ; 2. Ravine ; 3. Fauchage et solifluxion ; 4. Coulées boueuses.
A: Observations SP8 to 11, trench, see Figure 4G. B: Photo of the mean slope destabilisation and location in the trench, with increasing intensity towards slope foot. 1. Mass movement with fractures; 2. Gully; 3. Downbedding and solifluction; 4. Muddy flows.

2.1.9. Marly « Pont Autoroute »

21La création d’ouvrages d’art pour le franchissement de l’autoroute à Marly a permis l’observation des dépôts quaternaires de versants sur 12 m de profondeur (Sommé, 1977) (fig. 8A). À cette occasion une ravine a été observée (environ 7 m de large à l’ouverture sur la coupe), affectant le sol du Début Glaciaire et le sol eemien sur environ 2 m de profondeur (fig. 8B). Le chenal est évasé et le sol du Début Glaciaire est remanié sur un de ses bords (érosion latéral et effondrement de bloc gelés). Un coin de glace peu large mais profond de plus de 2 m affecte latéralement le sol du Début Glaciaire. Le chenal est comblé des lits de sable et de cailloutis de silex puis par un limon lité. Sur le levé, le comblement régulièrement lité semble déborder du chenal et sceller le sol du Début Glaciaire. L’observation est située sur un interfluve, entre les bassins de la Rhonelle et du Ruisseau du Rolleur, deux affluents de l’Escaut. Le bassin versant maximum susceptible d’avoir alimenté l’écoulement est estimé à environ 106 000 m² (10,6 ha).

2.1.10. Freulinghien « Briqueterie »

22À proximité de la confluence entre Deûle et Lys, l’ancienne briqueterie de Freulinghien dominait de quelques mètres le lit majeur (fig. 8C). Le front d’exploitation a été levé dans les années 1960 (Paepe, 1964). Des structures chenalisées y étaient visibles à environ 3 m de profondeur au sein de dépôts lités limono-sableux attribuables au Pléniglaciaire weichselien (fig. 8D). Elles étaient larges d’environ 2 m et profonde d’environ 1 m, avec un profil en « U ». Au même niveau, Paepe (1964) a dessiné une structure pouvant être interprété comme un pseudomorphe de coin de glace. Dans cette zone de plaine à la topographie peu marquée, l’aire du bassin versant potentiel, difficile à délimitée, est estimée à environ 162 000 m² au maximum (16 ha).

2.1.11. Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie »

23À proximité de l’observation no 10, la briqueterie de Quesnoy-sur-Deûle était dans une position similaire à l’observation no 9, dominant de quelques mètres le lit majeur de la Deûle dans sa traversée de la plaine de la Lys (fig. 8E). Le front d’exploitation de la briqueterie (fig. 8F) permettait d’observer sous les formations fluvio-éoliennes de la fin du Pléniglaciaire, vers 2 m ou 2,5 m de profondeur, de nombreuses ravines larges de plusieurs mètres et profondes de plus d’un mètre (Paepe, 1964 ; Sommé, 1977). Les deux levés permettent de percevoir des racines de coins de glace préservées à la base de certaines ravines (distinctes d’un autre réseau de coins de glace qui surmonte les ravines). Le comblement des ravines est composé d’argile litée et de sable entrecroisé, avec localement un dépôt tourbeux. L’aire du bassin versant maximum estimé est de 218 000 m² (22 ha).

2.1.12. Seclin « Usine Mayoland »

24Le site paléolithique de Seclin est connu pour l’industrie laminaire du Début Glaciaire weichselien (Leroi-Gourhan et al., 1978 ; Tuffreau et al., 1985 ; Leroi-Gourhan, 1988 ; Révillion, 1994 ; Tuffreau et al., 1994 ; Valladas et al., 1999). Il se localise sur le versant sud de la région crayeuse du Mélantois où la sédimentation quaternaire est le plus souvent réduite au seul loess de couverture (fig. 8G). Toutefois, dans cette partie basse du versant, un probable talweg creusé dans la craie a permis la conservation des sols humifères du Début Glaciaire weichselien, et ce sur au moins 7 m de large (fig. 8G). Ultérieurement, le complexe de sol est incisé sur environ 2 m de profondeur et plusieurs mètres de large (ravine observée partiellement en limite de fouille). Les dépôts loessiques pléniglaciaires ont nivelé la zone et le talweg n’est plus perceptible dans la topographie actuelle. Le bassin versant est estimé à environ 330 000 m² (33 ha).

Fig. 8 – Indices 9 à 12 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.
Fig. 8 – Indices 9 to 12 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

Fig. 8 – Indices 9 à 12 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 8 – Indices 9 to 12 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

A : Localisation de l’observation 9 Marly « Pont autoroute » et bassin versant associé. B : Coupe de l’observation n° 9, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Large ravine ; 2. Craie ; 3. Argile ; 4. Loess saalien ; 5. Sol eemien ; 6. Complexe de sol du Début glaciaire weichselien ; 7. loess Pléniglaciaire ; 8. Horizon à langues de Nagelbeck, loess de la fin du Pléniglaciaire supérieur et pédogenèse holocène. C : Localisation de l’observation n° 10 (Freulinghien « Briqueterie » et bassin versant associé). D : Coupe de l’observation 10, d’après Paepe (1964), modifié. 1. Ravine ; 2. Limon et sable lité, cryoturbés (dépôt fluvio-éolien du Pléniglaciaire probables) ; 3. « Horizon B textural » (sol holocène ?) ; 4. « Alluvions » (holocènes ?) ; 5. « Couche arable » (Horizon superficiel holocène) ; 6. « Terre remaniée ». E : Localisation de l’observation n° 10 (Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie » et le bassin versant associé). F : Coupe de l’observation 10, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Ravine (les ravines s’entrecoupent) ; 2. Complexe limono-sableux de teinte bleuâtre, sédimentation subhorizontale en lits ondulés, limon, sable, limon tourbeux (dépôts fluvio-éoliens du Pléniglaciaires probables) ; 3. Sable, limon, limon tourbeux, comblement des ravines ; 4. Limon et limon sableux, sédimentation horizontale (dépôts fluvio-éoliens du Pléniglaciaires probables). G : Localisation de l’observation n° 12 (Seclin « Mayoland » et le bassin versant associé). H : Coupe de l’observation n° 12, d’après Tuffrau et al. (1994), modifié. 1. Ravine ; 2. Craie ; 3. « Formation de Seclin », complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 4. Loess avec lits de graviers de craie ; 5. Sol holocène.
A: Location of the observation 9 Marly « Pont autoroute » and his catchment. B: Cross-section of the observation 9, according Sommé (1977), modified. 1. Wide gully; 2. Chalk; 3. Clay; 4. Saalian loess saalien; 5. Eemian soil; 6. Weichselian Early Glacial soils complex; 7. Weichselian Pleniglacial loess; 8. Cryoturbated level of Nagelbeck, final Upper pleniglacial loess and holocene soil. C: Location of the observation n° 10 (Freulinghien « Briqueterie » and his catchment). D: Cross-section of the observation n° 10, after Paepe (1964), modified. 1. Gully; 2. Cryoturbated silt and sand (probably Pleniglacial fluvio-aeolian deposit); 3. « B textural horizon » (Holocene soil ?); 4. « Alluviums » (holocenes alluviums ?); 5. « Arable layer » (Holocene topsoil); 6. « Reworked layer ». E: Location of the observation n° 10 (Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie » and his catchment). F: Cross-section of the observation n° 10, after Sommé (1977), modified. 1. Gully (the gullies intersect eachover); 2. Blueish sandy sitlt complex, subhorizontal sedimentation with ondulated beds of silt, sand, peaty loam (probably Pleniglacial fluvio-aeolian deposits); 3. Sand, silt, peaty silt, gullies infilling; 4. Silt and sandy silt, horizontal sedimentation limon et limon sableux, sédimentation horizontale (probably Pleniglacial fluvio-aeolian deposits). G: Location of the observation 12 Seclin « Mayoland » and his catchment. H: Cross sectio of the observation 12, after Tuffrau et al. (1994), modified. 1. Gully; 2. Chalk; 3. « Seclin formation », Weichselian Early glacial soils complex; 4. Loess with bed of chalk gravels; 5. Holocene soil.

2.1.13. Saint-Saulve « Rue des Fostiaux »

25Au pied d’un long versant loessique de la vallée de l’Escaut (fig. 9A), une ravine (plus de 2 m de large, 2 m de profondeur) érode le loess de couverture (Sellier et Deschodt, 2007). Elle est difficile à détecter car remplie du remaniement du loess encaissant, de même aspect mais légèrement moins calcaire et légèrement enrichi en sablon (fig. 9B). Aucune inclusion n’a été détectée. Son remplissage est vraisemblablement rapide et son fonctionnement limité dans le temps, postérieurement au dépôt de loess. Le bassin versant potentiel maximum est estimé à environ 610 000 m² (61 ha).

2.1.14. Hénin-Beaumont « Marais de Dourges »

26Le Marais de Dourges à Hénin-Beaumont a permis d’étudier des dépôts lacustres et palustres du Tardiglaciaire dans une cuvette de loess (Deschodt et al., 2005). Cette zone basse appartient au bassin de la Deûle se situe au pied d’un léger interfluve qui sépare le bassin de la Deûle de la plaine de la Scarpe (fig. 9A). Une zone restreinte du marais (au débouché d’un léger talweg inscrit sur le loess du versant et colmaté par les colluvions) se caractérise par une érosion fluviatile et un arrachement du sol Allerød (fig. 9D). Nous sommes en présence d’un écoulement concentré qui se perd dans le marais et qui intervient à la fin du Tardiglaciaire weichselien. L’aire du bassin versant qui a généré l’écoulement concentré est difficile à évaluer en raison du relief peu marqué et de l’urbanisation de la zone. Il ne doit pas dépasser 937 000 m² (93 ha).

Fig. 9 – Indices 13 à 16 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.
Fig. 9 – Hints 13 to 16 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

Fig. 9 – Indices 13 à 16 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 9 – Hints 13 to 16 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

A : Localisation de l’observation n° 13 (Saint-Saulve « rue des Fostiaux » et bassin versant associé). B : Croquis de l’observation n° 13, d’après Sellier et Deschodt (2007), modifié. 1. Ravine ; 2. Nappe alluviale de limon et silex ; 3. Sable et limon lité calcaire (fluvio-éolien) surmonté de loess lité légèrement sableux calcaire (faciès de transition entre le versant et le fond de vallée) ; 4. Comblement de la ravine, reprise de (3) ; 5. Pédogenèse holocène, colluvions et labour. C : Localisation de l’observation n° 14 (Hénin-Beaumont « Marais de Dourges » et bassin versant associé). D : Coupes de l’observation n° 14, d’après Deschodt et Blancquaert (2000), modifié. 1. Érosion et remaniement par un écoulement concentré des dépôts (2), (3) et (4) ; 2. Loess Pléniglaciaire ; 3. Dépôts lacustre et palustre calcaire tardiglaciaire (Bølling et Allerød) ; 4. Sol Allerød ; 5. Limon lité (Dryas récent) ; 6. Sol holocène. E : Localisation de l’observation n° 15 (Mérignies « Golf » et bassin versant associé). F : Transect de l’observation 15, d’après Toquenne (2007), modifié. 1. Labours et colluvions ; 2. Dépôt limono-sableux ou limono-argileux, non calcaire, lité ; 3. Dépôt loessique sableux lité ; 4. Dépôt limono-sableux lité avec matière organique ; 5. Argile avec carbonatation secondaire ; 6. Argile non calcaire ; 7. Limite de décarbonatation ; 8. Talweg remblayé. G : Localisation de l’observation n° 16 (Onnaing « Toyota » et bassin versant associé). H : Transect schématique passant par l’observation n° 16, d’après Deschodt et al. (1998), modifié. 1. Talweg remblayé ; 2. Sable paléogène ; 3. Sable entrecroisé et rognons de silex ; 4. Loess saalien et pédogenèse eemienne ; 5. Complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 6. Cailloutis ; 7. Loess pléniglaciaire weichselien et pédogenèse holocènes ; 8 Colluvions holocènes.
A: Location of the observation n° 13 (Saint-Saulve « rue des Fostiaux » and his catchment). B: Sketch of th observation 13, according Sellier et Deschodt (2007), modified, avec 1. Gully; 2. Silt and flint alluvial sheet; 3. Calcareous bedded sand and silt (fluvio-aeolian) overlayed by sightly sandy bedded loess (transition facies between slope and valley bottom); 4. Gully infilling, sediment coming from (3); 5. Holocene pedogenesis, colluviums and plough horizon. C: Location of the observation n° 14 (Hénin-Beaumont « Marais de Dourges » and his catchment). D: Cross-sections of the observation n° 14, according Deschodt and Blancquaert (2000), modified. 1. Erosion and reworking by a concentrated flow of the sediments (2), (3) et (4); 2. Pleniglacial loess ; 3. Lateglacial (Bølling and Allerød) calcareous lacustrine and paludal deposits; 4. Allerød soil; 5. Bedded silt (Younger Dryas); 6. Holocene soil. E: Location of the observation n° 15 (Mérignies « Golf » and his catchment). F: Cross-section of the observation n° 15, according Toquenne (2007), modified. 1. Plough horizon and colluvia; 2. Non calcareous sandy or clayey silt bedded deposit; 3. Bedded sandy loessic deposit; 4. Bedded sandy silt deposit with vegetal remains; 5. Clay with secondary carbonatation; 6. Non calcareous clay; 7. Decarbonatation limit; 8. Backfilled talweg. G: Location of the observation n° 16 (Onnaing « Toyota » and his catchment). H: Schematic cross-section by the observation n° 16, according Deschodt et al. (1998), modified. 1. Backfilled talweg; 2. Palaeogene sand; 3. Cross-bedded sand and flint nodules; 4. Saalian loess saalien and eemian pedogenesis; 5. Weichselian Early Glacial complexe soils; 6. Gravels; 7. Pleniglacial loess and holocene pedogenesis; 8. Holocene Colluvia.

2.1.15. Mérignies « Golf »

27À Mérignies « Domaine du Golf », sur un versant de la colline de la Pévèle (fig. 9E), un modelé imposant (plus de 50 m de large) est inscrit dans l’argile yprésienne (Toquenne, 2007). La base de l’incision n’a pas été atteinte (plus de 3 m par rapport au toit de l’argile, plus de 5 m par rapport à la surface topographique actuelle) (fig. 9F). Un niveau inférieur lité de limon et sable comble le paléo-talweg. Certains lits comportent de petits débris de végétaux datés de 24 990 ± 110 BP (Ly-3541, GrA) (intervalle de confiance à 95 % : 29 820 à 28 370 BP). Le loess de couverture, sans traces d’écoulement quant à lui, comble le paléo-talweg et nappe le versant. Le modelé est totalement comblé et non perceptible dans la topographie. Son bassin estimé couvrait environ 1 038 000 m² (104 ha).

2.1.16. Onnaing « Toyota »

28À Onnaing, sur l’emplacement de l’usine Toyota, sur un long versant de la vallée de l’Escaut, un paléo-talweg totalement remblayé par les loess du Pléniglaciaire weichselien supérieur a été observé (Deschodt et al., 1998). Il s’est développé sur un substrat sableux paléogène pour un bassin d’environ 2 172 000 m² (217 ha) (fig. 9G). Les dépôts grossiers sur le sable sont épisodiques et peu épais. Cependant, la partie aval du paléo-talweg est comblée par une accumulation de sables entrecroisés avec rognons de silex sur plusieurs mètres (fig. 10-11). Le charriage de rognons a impliqué une forte compétence au moins intermittente. Un dépôt similaire est observé sous un loess saalien, en comblement d’un paléotalweg décalé vers l’ouest par rapport au paléotalweg weichselien. De même, le paléotaweg weichselien est un peu plus à l’ouest que le talweg actuel. Cette configuration évoque un phénomène cyclique et une relative instabilité de l’axe du talweg d’un cycle glaciaire à un autre.

Fig. 10 – Observation 16 (Onnaing), topographie anté-quaternaire et localisation des dépôts grossiers.
Fig. 10 – Observation 16 (Onnaing), ante-quaternary topography and location of the coarse deposits.

Fig. 10 – Observation 16 (Onnaing), topographie anté-quaternaire et localisation des dépôts grossiers.Fig. 10 – Observation 16 (Onnaing), ante-quaternary topography and location of the coarse deposits.

Coordonnées en mètres Lambert 1 et courbe de niveau à 2,5 m d’équidistance en mètres IGN 69. 1. Sondage en puits ; 2. Sondage géotechnique ; 3. Dépôt fluviatile grossier, (moins d’1 m d’épaisseur) ; 4. Nappe fluviatile grossière supérieure (plus d’1 m d’épaisseur) ; 5. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : moins de 2 m ; 6. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : 2 à 4 m ; 7. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : 4 à 8 m de dépôts quaternaires ; 8. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : 8 à 15 m ; 9. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : plus de 15 m ; 10. Talweg saalien ; 11. Talweg weichselien ; 12. Talweg holocène.
Lambert 1 meters survey and 2.5 meters IGN69 countour lines. 1. Test pit; 2. Geotechnic boring; 3. Coarse fluvial deposit, less than 1 m thick; 4. Coarse fluvial deposit, more than 1 m thick; 5. Total quaternary cover thickness: less than 2 m; 6. Total quaternary cover thickness: 2 to 4 m; 7. Total quaternary cover thickness: 4 to 8 m; 8. Total quaternary cover thickness: 8 to 15 m; 9. Total quaternary cover thickness: more than 15 m; 10. Saalian talweg; 11. Weichselian talweg; 12. Holocene talweg.

Fig. 11 – Bloc diagramme simplifié de l’observation 16 (Onnaing) : trois générations de talwegs et deux nappes alluviales associées.
Fig. 11 – Observation 16 (Onnaing) simplified block diagram: three generations of thalwegs and two associated fluvial sheets.

Fig. 11 – Bloc diagramme simplifié de l’observation 16 (Onnaing) : trois générations de talwegs et deux nappes alluviales associées.Fig. 11 – Observation 16 (Onnaing) simplified block diagram: three generations of thalwegs and two associated fluvial sheets.

A : État au début du Pléniglaciaire weichselien. B : État actuel. 1. Sable marin glauconieux paléogène ; 2. Sables entrecroisés et rognons de silex ; 3. Loess saaliens ; 4. Pédogenèse eemienne ; Dépôts fluviatiles de sable et rognons de silex ; Pléniglaciaire weichselien; 5b. Ravines et érosion aréolaire sur sable éocène (absence de 4) ; 6. Loess du Pléniglaciaire weichselien ; 6b. Pédogenèse tardiglaciaire holocène ; 7. Colluvions limoneuses.
A: Prior to the Upper Pleniglacial loess input (Lower and Middle Pleniglacial loesses are not shown); B: After the Upper Pleniglacial loess input. 1. Paleogene glauconic marine sand; 2. Fluvial deposit, sand and flint, Saalian; 3. Saalian loess; 3b. Eemian pedogenesise; 4. Weichselian Early Glacial soil complex; 5. Fluvial deposit, sand and flint, Weichselian Pleniglacial; 5b. Gullies and aerolar erosion in the Eocene sand (absence of unit 4); 6. Weichselian Pleniglacial loess; 6b. Lateglacial – Holocene pedogenesis; 7. Silty colluvia.

2.1.17. Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye », vallon

29L’observation no 17 concerne la « Vallée du Chemin de l’Abbaye », vallée sèche affluente de la Somme (fig. 12A), déjà évoquée dans le cadre de l’observation no8. L’axe de la vallée sèche a été explorée par des sondages profonds (Lemaire, 2005). On y rencontre une importante épaisseur de colluvions limoneuse (près de 5 m) sur un mince dépôt loessique pédogenisé et la craie fragmentée (fig. 12B). La déstabilisation mise en évidence sur l’observation no8 est donc accompagnée ou suivie d’une évacuation efficace de la charge dans l’axe du talweg. La Vallée du Chemin de l’Abbaye, qui a cet endroit draine une aire d’environ 5 180 000 m² (518 ha), a donc été le siège d’importants écoulements, malgré l’absence de conservation de dépôts alluviaux. L’activité fluviatile est antérieure au dépôt loessique qui celle le fond de vallon (voir Figure 17B, unités 5 et 6), attribuable à la fin du Pléniglaciaire supérieure. Toutefois, elle a dû aussi être contemporaine ou postérieure à la déstabilisation de versant (voir observation n° 8 dans la Figure 5H). Cette dernière étant interstratifiée avec la base du loess de couverture (fig. 7). Les écoulements se sont donc produits sur une courte durée, ils sont contemporains de la déstabilisation du versant et des premiers apports loessiques.

Fig. 12 – Indices 17 et 18 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.
Fig. 12 – Indices 17 and 18 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

Fig. 12 – Indices 17 et 18 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 12 – Indices 17 and 18 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.

A : Localisation de l’observation n° 17 (Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye » et du bassin versant associé), à proximité de l’observation n° 8. B : Coupe schématique de l’observation n° 17, d’après Lemaire (2005), modifié. 1. Érosion ; 2. Craie ; 3. Sol eemien sur loess ; 4. Complexe de sol du Début glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire ; 6. Sol Holocène ; 7. Labour et colluvions holocènes. C : Localisation de l’observation n° 18 (Avion « Zone industrielle du 14 » et du bassin versant associé), avec les observations n° 2 et n° 3 en limite de bassin. D : Transect schématique de l’observation n° 18, d’après Deschodt (2006), modifié. 1. Dépôts alluviaux épais dans un talweg remblayé ; 2. Craie ; 3. Loess saalien et pédogenèse eemienne ; 4. Complexe de sols du Début glaciaire weichselien ; 5. Loess du Pléniglaciaire inférieur et moyen affecté par un réseau de coins de glace ; 6. Remaniement en lits et sur la pente des unités (2) à (5) ; Loess de la fin du Pléniglaciaire supérieur et pédogenèse holocène ; 9. Colluvions holocènes.
A: Location of the observation n° 17 (Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye » and his catchment), near the observation n° 8. B: Schematic cross-section of the observation 17, according Lemaire (2005), modified. 1. Erosion; 2. Chalk; 3. Eemian soil on loess; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Pleniglacial loess; 6. Holocene soil; 7. Plough horizon and holocene colluviums. C: Location of the observation n° 18 (Avion « Zone industrielle du 14 » and his catchment), with the observations n° 2 and n° 4 on the catchment border. D: Schematic cross-section of the observation n° 18, after Deschodt (2006), modified. 1. Thick alluvial deposits in a backfilled talweg; 2. Chalk; 3. Saalien loess and eemian pedogenesis; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Lower and Middle Pleniglacial loess with ice wedges network; 6. Bedded reworking on slope of the units (2) to (5); Final Upper pleniglacial loess and holocene pedogenesis; 9. Holocene colluviums.

2.1.18. Avion « Zone industrielle du 14 », vallon

30À Avion, dans la région de la Gohelle, un diagnostic archéologique réalisé dans la vallée sèche (Lefèvre, 2006a) a permis d’en réaliser le transect (Deschodt, 2006a). À cet endroit, le bassin drainé est d’environ 6 400 000 m² (640 ha) (fig. 12C). Le talweg actuel est en décalage avec l’incision maximum dans la craie. Au droit de cette dernière, nous observons une accumulation de graviers de craie roulés directement sous le loess de couverture du Pléniglaciaire supérieur. La vallée fut donc active avant ce dépôt. Les flux devaient provenir au moins en partie d’écoulements qui ont incisé les ravines sur les interfluves, telles les observations no 2 et n° 3, en limite du bassin versant (fig. 13).

Fig. 13 – Hypothèse de fonctionnement d’un vallon amont avant l'apport de loess de la fin du Pléniglaciaire supérieur (interprétation des observations n° 2 et n° 18, Avion).
Fig. 13 – Hypothesis of the functioning of a upstream valley prior to the Upper the Pleniglacial loess input (interpretation of the observations 2 and 18, Avion).

Fig. 13 – Hypothèse de fonctionnement d’un vallon amont avant l'apport de loess de la fin du Pléniglaciaire supérieur (interprétation des observations n° 2 et n° 18, Avion).Fig. 13 – Hypothesis of the functioning of a upstream valley prior to the Upper the Pleniglacial loess input (interpretation of the observations 2 and 18, Avion).

1. Craie ; 2. Loess saalien et pédogenèse eemienne ; 3. Complexe de sol du Début glaciaire weichselien ; 4. Loess du Pléniglaciaire inférieur et moyen ; 5. Remaniement sur versant, solifluxion ; 6. Graviers de craie arrondis, dépôt fluviatile (observation n° 18, Figure 7D) ; 7. Réseau de coins de glace ; 8. Ravine (origine thermokarstique ? fusion des coins de glace ? Observation n° 2, dans la Figure 3D).
1. Chalk; 2. Saalian loess and eemian pedogenesis; 3. Early Glacial soils complex; 4. Lower and Middle Pleniglacial loess; 5. Slope reworking, solifluction; 6. Rounded chalk gravels, fluvial deposit (observation n° 18, Figure 7D); 7. Network of ice wedges; g. Gully (thermokarstic generated? melting of ice weges? Observation n° 2 in Figure 3D).

2.2. Relation entre les indices d'écoulement et leur position dans les bassins versants

2.2.1. Ravines remblayées en position d’interfluves et hauts de versant

31Sur les dix-huit observations, près d’un tiers (six cas, observations n° 2 à 5, n° 7 et 9) correspondent à des ravines en position d’interfluves ou de haut de versants. Elles ont une largeur de quelques mètres à l’ouverture pour 1 à 2 m de profondeur. L’observation de Tilloy-lez-Cambrai (i.e., observation n° 7) montre une ravine particulièrement imposante avec une profondeur de plus de 6 m (fig. 5F).

32Le remplissage est fluviatile. Il peut être grossier (graviers, i.e., observation no 2), remaniements d’argile et sable entrecroisés (i.e., observation no 3), mais dans la plupart des cas il est essentiellement limoneux, lités, avec éventuellement quelques lits de sable vers la base. Les ravines entaillent les dépôts limoneux quaternaires. Tous les cas sont attribuables au Pléniglaciaire Weichselien, mais plusieurs générations existent, entre le sommet du complexe de sol du Début Glaciaire jusqu’à l’horizon à langues de Nagelbeck (~ 22 ka). La multiplicité des générations est particulièrement bien illustrée dans l’exemple no 4 (fig. 3H-4).

33Parmi les six observations, trois (no 4, 5 et n° 9) ont des ravines en relation avec un réseau de coins de glace dont deux (no 4 et 5) montrent un lien entre les ravines et les coins de glaces (élargissement des pseudomorphes par les écoulements, préservation de racines de fentes sous les ravines).

34Les ravines sont asses fréquentes, i.e., observation no 4 (fig. 3H) mais n’ont plus de lien avec la topographie actuelle et sont scellées par le loess de couverture. Elles sont donc difficiles à détecter, en particulier en sondages ponctuels. Ceci explique que la majorité des cas du corpus proviennent du levé de longues coupes (fronts d’exploitation d’anciennes briqueteries, talus et ouvrages d’art autoroutier, coupes en bordure de chantiers de fouille).

35Il est frappant de constater la faible superficie de la zone d’alimentation (de 3 à 10 ha). Cette inadéquation entre l’incision et l’aire d’alimentation, ainsi que la fréquente présence de réseaux de coins de glace et les indices d’écoulement sur sédiment encaissant gelé, permettent d’envisager une origine thermokarstique des ravines.

2.2.2. Ravines remblayées en plaine

36Un groupe de quatre observations (observations n° 1, 6, 10, et 11) présente des caractéristiques proches du groupe précédent. Il s’en distingue toutefois par une position en plaine. Les points d’observations sont un peu plus élevés que le réseau hydrographique actuel. La profondeur du ravinement semble être légèrement moindre (de l’ordre du mètre), probablement en raison d’une pente longitudinale plus faible). Par contre leur densité semble plus importante avec des recoupements de ravines (i.e., observations n° 10 et 11 sur les Figures 8D et 8F). Un lien avec un réseau de coin de glace est, dans ce groupe aussi, fréquemment constaté (observation n° 6 sur la Figure 5D, et observation n° 10 et 11 sur les Figures 8C et 8F). La nature du comblement est très variable : sable, limon, argile mais aussi des dépôts organiques tourbeux dans le cas de l’observation n° 11. Ces indices sont attribuables au Pléniglaciaire supérieur. Ils sont recouverts par des dépôts fluvio-éoliens (observations n° 10 et 11) ou sont sub-affleurants (observations n° 1 à 6).

2.2.3. Ecoulements postérieurs au loess du Pléniglaciaires (Dryas récent)

37Les observations n° 13 et 14 forment un groupe à part dans le corpus par leur position stratigraphique. Les écoulements interviennent après le dépôt de loess de couverture de la fin du Pléniglaciaire et semblent dans le cas de l’observation n° 12 pouvoir être associé à des talwegs actuels sur versant. Dans les deux cas, il s’agit de traces d’écoulements importants observés en pied de versant au débouché d’un bassin versant déjà assez étendu (estimation de l’ordre de 60 et 90 ha). Dans le premier cas, les écoulements érodent un sol interstadiaire de l’Allerød. Dans le second, ils incisent et remanient le loess pléniglaciaire. Il peut s’agir de ruissellement concentré sur sol gelé au cours du Dryas récent.

38Nous pourrions ajouter à ce groupe deux observations non intégrée au corpus : une ravine incisant le loess et remaniant un sol à Douvrin dans la vallée de la Deûle (Lefèvre, 2006b) ou la présence d’un talweg bien marqué sur le loess de la basse terrasse d’Étouvie dans la Somme (Deschodt et Harnay, 1997).

2.2.4. Nappes fluviatiles dans les talwegs collecteurs

39L’observation n° 17 (fig. 12B) est une absence de dépôt : malgré une déstabilisation du versant et le remaniement des sols pléistocènes à quelques mètres (observation n° 8) l’axe du talweg correspondant ne montre qu’un limon peu épais (sol hydromorphe sur loess de couverture) reposant sur la craie. Il y a donc eu un transport efficace de la charge au cours du Pléniglaciaire supérieur et aucune alluvion n’est enregistrée. Nous tombons dans le cas général de l’enregistrement lacunaire des talwegs et vallons secs (fig. 1), avec tout au plus un dépôt graveleux peu épais à la base de la couverture loessique.

40Il convient donc de porter une attention particulière aux rares exemples de préservations de nappes alluviales. Les trois exemples rencontrés correspondent à un remblaiement total du talweg, i.e., observation n° 15 (fig. 9F), ou à un comblement suivit d’un déplacement de l’axe du talweg au cours du Pléniglaciaire, i.e., observation n° 16 (fig. 9H) et n° 18 (fig. 12D). Dans le premier cas, la présence de matière organique permet de placer la dernière activité après 24 990 ± 110 BP (Ly-3541). Dans les deux autres cas, une charge grossière (graviers de craie ou sables entrecroisés avec rognons de silex) et épaisse (plus d’un mètre à plusieurs mètres) précède le dépôt de loess de couverture. Ces nappes illustrent sans équivoque l’occurrence d’écoulements compétents dans un réseau de talwegs aujourd’hui très amont et secs. Nous ne disposons d’aucune datation sur ces nappes grossières. Cependant, dans tous les cas, ils précèdent le dernier apport massif loessique de la fin du Pléniglaciaire qui débute aux environs de 22 ka (Antoine et al, 2016).

3. Quelques éléments de comparaison en Europe de l’Ouest

3.1. Havrincourt (Bassin parisien, France)

41Le site paléolithique d’Havrincourt appartient à la zone d’étude. Il occupe une position d’interfluve et de partie haute d’un versant loessique, entre deux vallées sèches élémentaires, à environ 7 km à l’ouest de Marcoing (observation n° 5) et environ 13 km au sud-ouest de Tilloy-lez-Cambrai (observation n° 7). Cinq réseaux de coin de glace ont levé au sein de la couverture loessique pléniglaciaire (Antoine et al., 2014). Deux d’entre eux montrent des lits à stratifications entrecroisés, témoins d’un écoulement. Ceux-ci sont interprétés comme résultant d’une fusion suffisamment rapide pour transformer la structure en drain. Le bassin qui a engendré les écoulements est à Havrincourt nécessairement inférieur à 200 000 m² (20 ha). L’épisode thermokarstique le plus anciens précède le dépôt de limon daté par OSL d’environ de 42,1 ± 2,8 ka. Le plus récent, associé à l’antépénultième réseau, est daté entre 33,0 ± 2,1 ka et 28,4 ± 1,8 ka.

3.2. Villiers-Adam « Le Chamesson » (Bassin parisien, France)

42Le creusement d’un talus routier et les opérations archéologiques associées sur le versant d’une vallée sèche dans le bassin de la vallée de l’Oise ont permis de mettre en évidence plusieurs générations de vastes et profondes ravines (jusqu’à 30 m de large et 6 m de profondeurs) à travers les dépôts limoneux pléistocènes et jusqu’au substrat sableux éocène (Locht et al., 2003 ; Antoine et al., 2003). L’aire du bassin d’alimentation peut être estimé à environ 28 000 m² (2,8 ha). Une imposante incision intervient entre 60 et 50 ka (datations OSL) à la fin du Pléniglaciaire inférieure ou au début du Pléniglaciaire moyen. Les limites brutales, à l’emporte-pièce, de la ravine à travers les sols antérieurs indiquent une mise ne place en contexte de pergélisol. D’autres incisions, moins profondes, mais multiples interviennent après la dernière pédogenèse du Pléniglaciaire moyen (complexe de sols de Villiers-Adam), probablement au début du Pléniglaciaire supérieur (environ 30-25 ka) en lien avec la dégradation d’un important réseau de coins de glace dont les « racines » restent visibles à la base de plusieurs de ces structures. Dans tous les cas les ravines sont comblées par un dépôt régulièrement lité de limon, ou de limon et sable.

3.3. Therdonne « Mont Bourguillemont » (Bassin parisien, France)

43La stratigraphie levée sur site paléolithique au pied du versant nord-est de la butte de sable paléocène « Mont Bourguillemont » dans la vallée du Thérain, a mis en évidence des écoulements thermokarstiques dans un réseau de coins de glaces (Locht et al., 2010). Après un fluage des bords et des remaniements de blocs gelés, le réseau a piégé le sol du Début Glaciaires dans lequel il s’ouvrait. L’ensemble est colmaté par un sédiment avec de petites figures de ruissellement. Le bassin versant à l’origine des écoulements ne pouvait pas dépasser environ 40 000 m² (4 ha).

3.4. Veldwezelt & Kesselt (Limbourg, Belgique)

44À Veldwezelt et Kesselt, quatre générations de ravines au cours du Pléniglaciaire supérieur sont enregistrées (Van Baelen et al., 2008 ; Meijs, 2011 ; Meijs et al., 2012). Elles sont considérées comme consécutives de la dégradation d'un pergélisol. D'autres générations de ravines préexistent, dont une avec incision rapide et considérable (30 m de large, 3 m de profondeur), malgré un bassin versant réduit de l'ordre de 50 000 m² (5 ha).

3.5. Nußloch (vallée du Rhin, Allemagne)

45À Nußloch, sur un plateau dominant la vallée du Rhin, une ravine de plusieurs mètres de large a été observée au sein de la séquence pléniglaciaire entre deux modelés d’accumulation loessique (« gredas »). Sa limite inférieure est irrégulière et surmonte la « racine » d’un coin de glace. La ravine est interprétée comme structure thermokarstique développée dans un contexte de réchauffement rapide (Antoine et al., 2001, 2007, 2009, 2013). Le comblement lité de la ravine comporte du sable, du loess remanié, des lits limoneux tourbeux et des galets de sols gelés. Les macro-restes sont composés de saule (Salis sp.), de pin (Pinus sylvetris), de bouleau (Betula sp.), de mousses. Les mollusques (17 espèces) suggèrent des conditions interstadiaires avec un environnement ouvert, sec, à végétation rase et, par places, des zones plus humides de broussailles ou de bois. Quatre dates radiocarbone donnent une probabilité d’âge à 37,5 ± 1 ka cal BP. À Nußloch toujours, des écoulements thermokarstiques plus anciens sont rapportés au début du Pléniglaciaire moyen vers 54 ka (OSL) (Antoine et al., 2007, 2009, 2013).

3.6. Réseau de talwegs en forêt de Soignes (Belgique)

46Sur le plateau de la forêt de Soignes, en Belgique centrale près de Bruxelles, un réseau de talweg à profil en « V » et des vallées sèches à fond plat sont développées dans le loess. L’étude micromorphologique (Sanders et al., 1986) a montré une érosion fluviatile des illuviaux développés sur loess, ainsi que des traits pédogenétiques due à des conditions froide et humide. La dernière activité du réseau, postérieure à la pédogenèse, est donc attribuable au Dryas récent.

4. Recherche d’analogues actuels

47Un sol gelé favorise le ruissellement. Toutefois, le ruissellement associé à la fonte de neige est peu développé en partie supérieure de versant (French, 2013) et le pergélisol semble jouer un rôle protecteur vis-à-vis des processus de ruissellement (Woo, 1990 ; Jorgenson et al., 2010). La morphogenèse et l’extension vers l’amont du réseau résulteraient plutôt de phase de dégradation du pergélisol.

48Des exemples de ravines associées à la fonte de réseaux de coins de glace se développent actuellement selon un processus de « thermo-érosion » ou d’érosion « fluvio-thermal » (Jorgenson et Osterkamp, 2005 ; Levy et al., 2008 ; Godin et Forestier, 2012 ; French, 2013). En contexte de dégradation du pergélisol, si la fusion de la glace est lente, les écoulements restent modérés et le réseau de fentes ne subit que des déformations et des effondrements sur place (Van Vliet-Lanoë, 2006 ; Moine et al., 2012). Si la fusion est suffisamment rapide, un écoulement peut s’amorcer dans le réseau de fentes (Dylik, 1964), d’abord de manière souterraine puis après effondrement de la voûte sous la forme de ravines parfois de grande taille (Seppälä, 1997). Les propriétés calorimétriques de l'eau qui circule dans ces drains provoquent la fusion du coin de glace et la dégradation du pergélisol (Harris, 2002), induisant une érosion latérale souterraine en « T inversé » (French, 2013). L'érosion et la production d'eau liquide développent une rétroaction positive qui accélère le phénomène (Osterkamp et al., 2009), et ce même quand la température annuelle est encore largement compatible avec la présence d’un pergélisol (Jorgenson et al., 2010). Le phénomène s'accentue encore quand la glace est exposée. Sa fusion est alors suffisamment rapide pour alimenter directement l'écoulement dans les ravines. Les terrains limoneux sont particulièrement sensibles au développement de ravines (French, 1974 ; Ballantyne, 2018), même dans des conditions de pentes modestes (Toniolo et al., 2009).

49Une étude frappante sur un analogue actuel potentiel est celle menée sur l’île Bylot (nord du Canada) où des ravines ont été sur une basse terrasse avec un réseau de coins de glace, dans un bassin versant d’environ 2 km² (Fortier et al., 2007 ; Godin et Fortier, 2012 ; Godin et al., 2014). Dans ce cas, des ruissellements en nappes éphémère lors de la fonte de la neige préexiste (débit maximum de 0,4 m3/s, les précipitations annuelles moyennes étant à un peu moins de 200 mm par an, répartie également entre pluie et neige). Si une fusion du coin s’initie, les eaux de ruissellement s’y engouffrent et l’écoulement est alors guidé le long de segments du réseau au contact du coin de glace et de la couche active ou, à plus grande profondeur, au sein de la glace même. L’écoulement souterrain peut durer plusieurs semaines jusqu’à l’effondrement de la voûte et l’exposition de la glace. La fusion de la glace s’accélère alors et alimente l’écoulement pendant la période estivale, prenant le relais des écoulements nivaux. Le processus abouti à des ravines larges et profondes. Les ravines progressent vers l’amont et l’aval et s’étendent sur plusieurs centaines de mètres jusqu’au fond de vallée et son drainage principale. Trente-cinq ravines ont été recensées sur ce petit bassin. L’une d’elle, alimentée par 1,7 km² de bassin versant, s’est initiée et s’est développées sur 740 m de long en 4 ans, avec des avancées journalières pouvant atteindre 5 m par jour et des pics de débits à près de 0,7 m3/s. Son profil transversal est très variable, avec une profondeur moyenne de 1,4 m, localement plus de 4 m. Les parois en s’affaissant élargissent la forme entre 10 et 20 m. D’abord initié le long des segments du réseau de coin de glace, la ravine finit par le traverser et le détruire. La plupart des ravines se stabilise en cinq ou dix ans. Elles participent à une transition rapide et efficace des flux hydriques vers l’aval.

5. Discussion

5.1. Le thermokarst à l’origine des écoulements pléistocènes concentrés sur versant

50Le processus de thermo-érosion tel que décrit précédemment avec un analogue actuel permet de de repositionner les observations de notre zone d’étude selon un gradient amont aval, depuis (i) la dégradation du pergélisol sans écoulement, (ii) l’amorce d’un ravinement dans les fentes, (iii) le développement de ravines avec destruction du réseau de coins de glace et (iv), l’exportation des flux hydrique dans les talwegs de rang supérieur (fig. 14).

Fig. 14 – Interprétation des observations d’écoulements concentrés pléistocènes dans les bassins amont selon l’hypothèse de thermo-érosion d’un réseau de coins de glace.
Fig. 14 - Interpretation of the observations of concentrated Pleistocene flows in the upstream basins according to the thermo-erosion hypothesis of an ice wedges network.

Fig. 14 – Interprétation des observations d’écoulements concentrés pléistocènes dans les bassins amont selon l’hypothèse de thermo-érosion d’un réseau de coins de glace.Fig. 14 - Interpretation of the observations of concentrated Pleistocene flows in the upstream basins according to the thermo-erosion hypothesis of an ice wedges network.

1. Fusion des coins de glace, sans écoulements ; 2. Amorce d’écoulement, petite ravines (décimétrique à métrique) en position d’interfluve ou de versant (observations n° 4 et 5, Havrincourt, Therdonne), en position de bas de versant (observation n° 8), en plaine (observations n° 1, 6, 10, et 11) ; 3. Développement de ravines pluri-métriques et destruction des traces de coins de glace, sur interfluve et les hauts de versant (observations n° 2, 3, 7, et 9, Nussloch, Veldwezelt), sur les bas de versant (observation n° 12) ; 4. Forte activité fluviatile dans les talwegs collecteurs, bassins versant environ 1 km² et plus (observations n° 15 à 18).
1. Melting of ice wedges, without flows; 2. Flow initiation, small gullies (decimetric to metric) in interfluve or slope position (observations n° 4 and 5, Havrincourt, Therdonne), in lower slope position (observation 8), in plain (observations n° 1, 6, 10, and 11); 3. Development of multi-metre gullies and destruction of ice wedge hints, on interfluves and upper slopes (observations n° 2, 3, 7, and 9, Nussloch, Veldwezelt), on lower slopes (observation n° 12); 4. High river activity in the collecting talwegs, catchment areas of approx. 1 km² and more (observations n° 15 to 18).

5.1.1. La dégradation du pergélisol sans écoulement

51La grande majorité des pseudomorphes de coins de glace observés dans les dépôts loessiques du nord de la France résulte d’une simple déstabilisation des parois qui accompagne le développement de la couche active et l’abaissement du toit du pergélisol lors de sa dégradation. La déformation peut être souple ou cassant en fonction du matériau encaissant et affecte surtout le sommet de la structure (Van Vliet-Lanoë, 2006). La fusion de la glace et l’imperméabilité du pergélisol génère fréquemment des conditions humides, avec une éventuelle stagnation d’eau à l’aplomb des coins de glace résiduels (Haesaerts et Van Vliet, 1973). Dans la majorité des occurrences, nous n’observons pas de trace d’écoulement. Les apports loessiques ultérieures scellent et fossilisent les reliques de coin de glace.

5.1.2. L’amorce d’un ravinement dans les fentes

52Mais l’eau présente à l’aplomb des coins de glaces résiduels, qu’elle soit issue de la fusion de la glace ou de précipitations, tend bien sûr à s’écouler. Par le jeu de la topographie et le hasard de la connectivité du réseau, une petite partie des segments se transforme en drain actif. L’eau liquide engendrent des processus de suffusion de la glace et de sédiments gelé à son contact. Dès lors, une ravine se développe rapidement, et ce même en position d’interfluve. Dans notre corpus, les observations n° 4, 5, 6, 8, 10, et 11 sont à rapporter à cette étape, de même que les exemples d’Havrincourt et Therdonne.

5.1.3. Développement de ravines avec destruction du réseau de coins de glace

53Quand les ravines se développent encore, elles s’élargissent, s’approfondissent et érodent le réseau de coins de glace préexistant. Le lien génétique entre les deux tend à s’effacer. Dans notre corpus, nous rapportons à cette partie du processus les ravines souvent imposantes (observations n° 1, 2, 3, 7, 9, et 12). De même, les ravines et talwegs remblayés de Villiers-Adam, de Veldwezelt-Kesselt, et de Nußloch, peuvent y être rapportés.

5.1.4. L’exportation des flux vers les vallées de rang supérieur

54Dans les talwegs collecteurs (bassin versant de l’ordre d’1 km² ou plus) qui sont dans les conditions actuels secs et souvent éloignés des drainages actifs, une activité fluviale alimentée par le ruissellement sur sol gelé a pu exister (même hors présence de pergélisol). Mais ces axes ont également dû être le siège d’écoulements paroxysmiques (même si réduit dans le temps), issus de la thermo-fusion et de la convergence de ravines aux débits soutenus. Dans notre corpus, nous rapportons à ces phases les accumulations d’alluvions (observations n° 15, 16, et 18). Les alluvions sont parfois grossières (dans le cas des observations n° 16 et 18). Cependant, ces accumulations sont assez rares et le cas le plus fréquent est l’absence ou la parcimonie des dépôts alluviaux (fig. 1). Ces phases d’extrêmes hydrologiques ont donc dû être ou particulièrement efficace dans le transit des sédiments vers l’aval.

5.2. Signification climatique des écoulements pléistocènes recensés

55La thermo-fusion invoquée pour expliquer les écoulements et le développement des ravines est liée à la dégradation du pergélisol et à une amélioration climatique suffisamment rapide pour libérer dans le réseau hydrographique une part importante de l’eau de fusion de la glace de ségrégation. Le phénomène est un indicateur de remontée rapide des températures. Mais d’autres paramètres interviennent : abondance de la glace stockée dans le pergélisol (qui est fonction de la lithologie, des conditions du stadiaire précédent, de sa durée) et paramètres initiaux de la topographie dont dépend l’efficacité et la fréquence des incisions. Les exemples actuels ne sont pas de parfaits analogues, en raison d’une possible variabilité dans le détail des phases de réchauffements entre elles, mais aussi en raison de la plus faible latitude et de la position sur une façade continentale ouest de notre zone d’étude. Les exemples pléistocènes recensés ont dû être exposés à une insolation plus importante et ont peut-être subis des précipitations liées aux trains de dépressions venant de l’Atlantique Nord. Ces deux facteurs sont pu renforcer la thermo-érosion.

56Les deux observations attribuées au Dryas récent sont des écoulements de surface de la couverture loessique. Ces occurrences tardives ne semblent pas être accompagnées de thermo-érosion. Il s’agit probablement de ruissellement en contexte périglaciaire, à rapprocher des conditions de formations du réseau de talwegs de la forêt de Soignes.

5.3. Chronologie des ravines thermokarstiques

57Peu de datations géochronologiques accompagnent notre corpus des écoulements concentrés pléistocènes sur versant (observations n° 1 et 15). Toutefois, si nous le comparons avec les autres datations effectuées sur des structures similaires (tab. 2), il semble que les phases de formation des ravines puissent être associées au Greenland Interstadial-15 (Nußloch, Villiers-Adam), au GI-8 (Nußloch), au GI-4 (Villiers-Adam, observations n° 1 et 15). Sur base stratigraphique, nous pouvons rapporter également au GI-4 des thermokarsts de Veldwezelt. Dans la même localité et dans de nombreuses observations de notre corpus (observations n° 2, 7, 8, 16, 17, et 18) la dernière phase d’activité précède l’horizon à langues de Nagelbeck et l’apport massif de loess que nous savons intervenir vers 22 ka (Antoine et al., 1998 ; Van den haute et al., 1998 ; Frechen et al., 2003 ; Vandenberghe et al., 2004 ; Koster, 2005). Le réchauffement du GI-2 est donc un candidat sérieux pour le déclenchement de thermo-érosion, malgré l’absence, pour l’instant, de données géochronologiques sur les structures elles-mêmes.

Tab. 2 – Chronologie des épisodes de thermo-érosion.
Tab. 2 Chronology of thermo-erosion events.

Tab. 2 – Chronologie des épisodes de thermo-érosion.Tab. 2 Chronology of thermo-erosion events.

PG. Pléniglaciaire weichselien ; PGS. Pléniglaciaire supérieur weichselien.
PG. Weichselian Pleniglacial; PGS. Weichselian Upper Pleniglacial.

5.4. Le thermokarst à l’origine du réseau amont de talwegs ?

58La thermo-fusion des réseaux de coins de glace (avec des débits importants et l’incision avérée de ravines) a dû participer au développement du réseau de talwegs élémentaires en positions d’interfluve, là où les processus hortoniens de concentration des écoulements sont limités par les faibles aires concernées. Chorley (1995) pointe d’ailleurs que le ruissellement agit rarement seul dans la genèse des drainages amont. La genèse du réseau dans les positions amont du secteur d’étude a pu être facilité par les thermokarsts, d’autant plus efficacement que le processus s’est répété de multiples fois au cours du Pléistocène. Le ruissellement concentré, qu’il soit épisodique en climat tempéré ou plus soutenu en contexte périglaciaire sur sol gelé, a pu, par la suite, exploiter quelques ravines ou traces de ravines et ainsi participer à pérenniser le réseau. Mais le développement d’un talweg pérenne détruit le lien génétique supposé avec le réseau de coin de glace. Aussi nous ne disposons pas de preuve stratigraphique dans un talweg actuel.

59L’apport massif de loess à la fin du Pléniglaciaire supérieur, après 22 ka, a empâté le réseau sur versant, voire l’a en partie remblayé (exemple des observations n° 12, 15, 16, et 18). Faute d’une nouvelle phase de dégradation du pergélisol, les modifications de tracés (fig. 9F-H, 10-11) sont le résultat de la topographie hérité de la sédimentation éolienne, i.e., observation n° 18 (fig. 12D), et de l’action du ruissellement ultérieur, en particulier du Dryas récent, i.e., observation n° 14 (fig. 9D) avec quelque efficacité à distance des interfluves.

6. Conclusion

60De multiples observations d’écoulements pléistocènes concentrés sur interfluves, versants et réseau de talweg amonts sont recensés dans la zone d’étude. La comparaison avec des données pléistocènes des régions voisines et des processus thermokarstiques actuels permet de poser les points suivants :

61(i) des processus de thermo-érosion de coins de glace ont, à plusieurs reprises au cours du pléistocène, généré des écoulements abondants sur aires réduites.

62(ii) les processus de thermo-érosion sont associés à des réchauffements rapides et à une dégradation d’un pergélisol riche en glace. Le phénomène semble en particulier être présent au début des stadiaires GI-15, GI-8, GI-4 et peut-être GI-2.

63(iii) les thermo-érosion ont développées des ravines de grands tailles (plusieurs mètres de larges et de profondeurs) sur interfluves et versants, dans des bassins versants de tailles réduites.

64(iv) les thermo-érosions ont accrus la connectivités amont-aval et ont provoqués des écoulements importants dans les talwegs collecteurs (bassin de 1 ou quelques km²), aboutissant à une vidange des dépôts qui pouvaient s’y trouver, ou plus rarement, à des accumulations de sédiments grossiers. Le fait explique l’indigence du bilan sédimentaire pléistocène dans la plupart des vallées sèches amont de la zone d’étude.

65(v) les thermo-érosion pléistocènes sont susceptibles d’avoir participé efficacement à la genèse du réseau de talweg amont présent sur les hautes de versants et sur les interfluves de la zone d’étude. Toutefois, le développement amont d’un talweg implique la disparition de toute trace stratigraphique du processus.

66(vi) une ultime phase de forte activité fluviatile sur versant est attribuée au Dryas récent. Elle a provoqué des érosions sur loess en bas de versant. À défaut de traces de pergélisol, le processus envisagé est un ruissellement sur sol gelé.

Auteur correspondant : Tél : +33 (0)3 28 36 78 06
laurent.deschodt@inrap.fr (L. Deschodt)

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Annexe

Abridged English Version

The network of elementary talwegs on the slopes and interfluves is considered as a Pleistocene periglacial inheritance. But the associated sedimentary deposits are generally patchy and uninformative, with in the dry valleys an erosive hiatus, few gravels and a homogeneous loess cover under the Holocene colluvium (fig. 1). However, there are exceptions with some occurrences of thick alluvium in dry valleys and with some frequency large infilled gullies on the slopes, often associated with evidence of permafrost degradation. In this paper, we review the evidence for concentrated Pleistocene fluvial activities on the slopes and upper valley network of the French Scheldt basin (and its margins). 18 indices were found at different scales with potential drainage basins between about 9,300 and 6,400,000 m² (fig. 2, tab. 1). Each of them is displayed and commented in ascending order (fig. 3-13).

In most cases, the evidence is an infilled gully. Several gullying phases occurred during the Weichselian Pleniglacial (ca. 65-15ka) on small catchments (a few tens of thousands of m² maximum), on interfluves and slope tops (6 cases identified) or on plains (4 cases identified). The largest of them are a few meters wide and deep. The smallest a few decimetres to about 2 meters wide and deep and are frequently associated with a degradation of an ice wedges network. Current examples of gully incision along ice wedge (thermo-erosion) in a context of permafrost degradation appear to be relevant analogues that explain the Pleistocene records. The initial circulation of water in the gullies causes accelerated melting in the ice or at the contact of the ice and surrounding ground. The melting of the ice sustains the flow and a large gully develops rapidly. The Pleistocene evidence corresponds to each stage of the phenomenon, from a degradation of the ice wedge without flow to strong activity in the collecting gullies (fig. 14).

Stratigraphic arguments, some geochronological data (two radiocarbon dates and two OSL dates) and comparisons with the sites of Havrincourt (FR), Villiers-Adam (FR), Therdonne (FR), Veldwezelt (B) and Nußloch (D) allow us to consider that during the last climatic cycle a rapid degradation of an ice-rich permafrost occurred several times( tab. 2) at the beginning of the Greenland Interstadial GI-15 (ca. 55 ka), GI-8 (ca. 37 ka), GI-4 (ca. 29 ka) and possibly at the beginning of GI-2 (ca. 23 ka) prior to the continuous loess cover of the late Upper Pleniglacial. The repetition of the phenomenon throughout the Pleistocene probably played a role in the genesis of the talweg network on the interfluves. The Pleistocene sediment budget of the collecting valleys is generally poorly developed, which implies an efficient transit of the solid charge downstream during these episodes. Only three cases of thicker deposits are recorded, in small valleys that were totally or partially covered by the loess deposit of the late Weichselian Upper Pleniglacial. A strong subsequent activity was observed on the lower slopes of loessic areas at the outlet of catchment areas of several tens of hectares (2 cases). It is attributed to runoff during the Recent Dryas (probably on a frozen ground) but with no evidence of permafrost.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Exemple schématique d’un enregistrement sédimentaire typique et lacunaire du réseau amont de talwegs et vallons secs : coupe d’une vallée asymétrique du bassin de la Somme.Fig. 1 – Schematic example of a typical and incomplete sedimentary record of the upstream network of talwegs and dry valleys: cross-section of an asymmetric valley in the Somme river basin.
Légende (d’après Antoine, 2002) 1. Craie ; 2. Argile de décarbonatation ; 3. Loess saaliens ; 4. Horizon Bt de sol brun lessivé (interglaciaire) développé sur les loess saaliens ; 5. Sols du Début glaciaire weichselien ; 6. Loess pléniglaciaire inférieurs et moyen ; 7. Loess calcaires ; 8. Sol tardiglaciaire et holocène ; 9. colluvions holocènes (d’après Antoine, 2002).(after Antoine, 2002) 1. Chalk; 2. Decarbonation clay; 3. Saalian loess; 4. Horizon Bt of a leached brown sol (interglacial) developed on Saalian loess ; 5. Weichselian early glacial soils; 6. Lower and Middle pleniglacial loess; 7. Calcareous loess; 8. Lateglacial and holocen soil; 9. Holocene colluviums.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/17174/img-1.png
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Titre Fig. 2 – Localisation des indices d’écoulements concentrés pléistocènes sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 2 – Location of the hints of Pleistocene concentrated flows on slope and in the upstream dry valleys network.
Légende A : Carton de localisation à l’échelle régionale, coordonnées Lambert 93. B : Carton de localisation à l’échelle locale, coordonnées Lambert 93. 1. Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 et 7 », présenté Figure 3A-B ; 2. Avion, SP3 de la « Zone industrielle du 14 », présenté Figure 3C-D ; 3. Vimy « Briqueterie », présenté Figure 3E-F ; 4. Saint-Hilaire-sur-Helpe « La Grande Pièce », présenté Figure 3G-H et 4 ; 5. Marcoing « Briqueterie » présenté Figure 5A-B ; Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » présenté Figure 5C-D et 6 ; Tilloy-les-Cambrai « talus autoroute » présenté Figure 5E-F ; Saint-Quentin, SP8 à 11 de la « Vallée du Chemin de l’Abbaye », présenté Figure 5G-H et 7 ; 9. Marly « Pont autoroute », présenté Figure 8A-B ; 10. Freulinghien « Briqueterie », présenté Figure 8C-D ; 11. Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie », présenté Figure 8E-F ; 12. Seclin « Mayoland », présenté Figure 8G-H ; 13. Sain-Saulve « rue des Fostiaux », présenté Figure 9A-B ; 14. Hénin-Beaumont « Marais de Dourges », présenté Figure 9C-D ; 15. Mérignies « Golf », présenté Figure 9E-F ; 16. Onnaing « Toyota », présenté Figure 9G-H, 10 et 11 ; 17. Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye », présenté Figure 12A-B; 18. Avions « Zone industrielle du 14 », présenté Figures 12C-D et 13.A: Location map at the regional scale, Lambert 93 survey. B: Location map at the local scale, Lambert 93 survey. 1. Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 and 7 », displayed in Figure 3A-B; 2. Avion, SP3 from « Zone industrielle du 14 », displayed in Figure 3C-D; 3. Vimy « Briqueterie », displayed in Figure 3E-F; 4. Saint-Hilaire-sur-Helpe « La Grande Pièce », displayed in Figure 3G-H and 4; 5. Marcoing « Briqueterie » displayed in Figure 5A-B; Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » displayed in Figure 5C-D and 6; Tilloy-les-Cambrai « talus autoroute » displayed in Figure 5E-F; Saint-Quentin, SP8 to 11 from « Vallée du Chemin de l’Abbaye », displayed in Figure 5G-H and 7; 9. Marly « Pont autoroute », displayed on Figure 8A-B; 10. Freulinghien « Briqueterie », displayed on Figure 8C-D; 11. Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie », displayed on Figure 5E-F; 12. Seclin « Mayoland », displayed on Figure 8G-H; 13. Sain-Saulve « rue des Fostiaux », displayed on Figure 9A-B; 14. Hénin-Beaumont « Marais de Dourges », displayed on Figure 9C-D; 15. Mérignies « Golf », displayed on Figure 9E-F; 16. Onnaing « Toyota », displayed on Figure 9G-H, 10, and 11; 17. Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye », displayed on Figure 12A-B; 18. Avions « Zone industrielle du 14 », displayed on Figure 12C-D and 13.
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Titre Fig. 3 – Indices 1 à 4 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 3 – Indices 1 to 4 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.
Légende A : Localisation de l’observation n° 1 (Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 et 7 ») et bassin versant associé. B : Coupe d’après Deschodt et al. (2012), modifiée. 1. Base de la ravine ; 2. Sable et limon fluvio-éoliens ; 3. Sable et limon lité (remplissage de la ravine) ; 4. Sol holocène. C : Localisation de l’observation n° 2 (SP3 d’Avion - Zone industrielle du 14 avec son bassin versant) et localisation de l’observation n° 18 montrant l’incision maximum du talweg pléistocène. D : Transect passant par l’observation n° 2, d’après Deschodt (2006) modifié. 1. Ravine à comblement de graviers de craie roulés ; 2 Craie ; 3. Sol eemien ; 4. Loess pléniglaciaire inférieur et moyen ; 4. Loess pléniglaciaire supérieur ; 6. Sol holocène et labour. E : Location de l’observation n° 3 (Vimy « Briqueterie » et bassin versant associé). F : Coupe de Vimy « Briqueterie », d’après Sommé et Tuffrau (1976) et Sommé (1977), modifiée. 1. Ravine ; 2. Craie ; 3. Loess saalien ; 4. Sol eemien; 5. Sables fluviatiles entrecroisés ; 6. Loess pléniglaciaire weichselien ; 7. Sol holocène. G : Localisation de l’observation n° 4 (Saint-Hilaire « La Grande Pièce ») et bassin versant associé. H : Transect schématique de l’observation n° 4, d’après Feray et al. (2013), modifié. 1. Ravine ; 2. Substrat antequaternaire ; 3. Sol eemien ; 4. Complexe de sols du Début glaciaire weichselien ; 5. Divers loess et loess remanié du Pléniglaciaire weichselien ; 6. Sol interstadiaire du Pléniglaciaire moyen weichselien ; 7. Horizon à langues de Nagelbeck surmonté par le loess de la fin du Pléniglaciaire weichselien et pédogenèse holocène.A: Location of the observation 1 (Bouvignies « Gazoduc Scarpe, puits OSL 6 et 7 ») and his catchment. B: Cross-section, after Deschodt et al. (2012), modified. 1. Bottom of the gully; 2. Fluvio-aeolian sand and silt; 3. Bedded sand and silt (gully infilling); 4. Holocene soil. C: Location of the observation n° 2 (SP3 d’Avion - Zone industrielle du 14 and his catchment), location of the observation n° 18 showing the maximum incision of the Pleistocene talweg. D: Cross-section by the observation n° 2, after Deschodt (2006), modified. 1. Gully infilled by rounded chalk gravels; 2. Chalk; 3. Eemien soil; 4. Lower and Middle Pleniglacial loess; 4. Upper Pleniglaciail loess; 6. Holocene soil and plough horizon. E: Location of the observation n° 3 Vimy « Briqueterie » and his catchment. F: Cross-section of Vimy « Briqueterie », after Sommé and Tuffrau (1976), and Sommé (1977), modified. 1. Gully; 2. Chalk; 3. Saalian loess; 4. Eemian soil; 5. Cross-bedded fluvial sands; 6. Weichselian Pleniglacial loess; 7. Holocene soil. G: Location of the observation n° 4 (Saint-Hilaire « La Grande Pièce » and his catchment). H: Schematic cross-section of the observation n° 4, after Feray et al. (2013), modified. 1. Gully; 2. Ante-quaternary substratum; 3. Eemian soil; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Weichselian Pléniglacial various loess and reworked loess; 6. Weichselian Middle Pleniglacial interstadial soil; 7. Cryoturbated level of Nagelbeck, overlayed by the Weichselian terminal Upper Pléniglacial loess and Holocene pedogenesis.
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Titre Fig. 4 – Synthèse stratigraphique de l’observation 4 (Saint-Hilaire-sur-Helpe).Fig. 4 – Stratigraphic Synthesis of the observation 4 (Saint-Hilaire-sur-Helpe).
Légende Voir Figure 3H. 1. Réseau de coins de glace ; 2. Ravines.See Figure 3H. 1. Ice wedges network; 2. Gullies.
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Titre Fig. 5 – Indices 5 à 8 d’écoulements concentrés sur versant et dans le réseau amont de vallées.Fig. 5 – Indices 5 to 8 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.
Légende A : Localisation de l’observation 5 Marcoing « Briqueterie » et du bassin associé. B : Coupe de l’observation n° 5, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Ravine associée à un réseau de coins de glace ; 2. Loess Saalien ; 3. Sol eemien ; 4. Complexe de sol du Début Glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire ; 6. Horizon à langues de Nagelbeck, loess de la fin du Pléniglaciaire et pédogenèse holocène. C : Localisation de l’observation n° 6 de Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » et bassin versant associé. D : Croquis de l’observation n° 6, d’après Deschodt (2006), modifié. 1. Pseudomorphe de coin de glace révélé par la présence de graviers ; 2. Limon lité fluvio-éolien ; 3. Bloc remanié provenant de (2) ; 4. Graviers d’argiles associés à un pseudomorphe de coin de glace ; 5. Sol holocène et labour. E : Localisation de l’observation n° 7 (Tilloy-les-Cambrai « Talus autoroute » et bassin versant associé). F : Coupe de l’observation n° 7, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Large ravine ; 2. Loess saalien ; 3. Sol eemien ; 4. Complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire weichselien ; 6. Horizon à langues de Nagelbeck, loess de la fin du Pléniglaciaire et sol holocène. G : Localisation de l’observation n° 8 (SP8 à SP11 de Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye ») à proximité de l’observation n° 17, et le bassin versant associé. H : Coupe de l’observation n° 8, d’après Lemaire (2005), modifié. 1. Petite ravine avec traces découlements à travers un sédiment gelé ; 2. Sol eemien sur loess ; 3. et 4. Complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire avec lits provenant du remaniement de (4) ; 6. Sol holocène et labour ; 7. Perturbation, trou d’obus.A: Location of the observation 5 Marcoing « Briqueterie » and his catchment. B: Cross-section of the observation n° 5, after Sommé (1977), modified. 1. Gully linked to a ice-wedges network; 2. Saalian loess; 3. Eemien soil; 4. Weichselian Early Glacial soil complex; 5. Pleniglacial loess; 6. Cryoturbated level of Nagelbeck, teminal Pleniglacial loess and holocene pedogenesis. C: Location of the observation n° 6 Quesnoy-sur-Deûle « Chemin de la Bergerie » and his catchment. D: Sketch of the observation n° 6, after Deschodt (2006), modified. 1. Ice-Wedge cast revealed by présence of gravels; 2. Fluvio-aeolian bedded silt; 3. Reworked bloc coming from (2); 4. Clay gravels linked to an ice wedge cast; 5. Holocene soil and plough horizon. E: Location of the observation n° 7 (Tilloy-les-Cambrai « Talus autouroute » and his catchment). F: Cross-section of the observation n° 7, after Sommé (1977), modified. 1. Wide gully; 2. Saalian loess; 3. Eemian soil; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Weichselian Pleniglacial loess; 6. Cryoturbated level of Nagelbeck, final Upper pleniglacial loess and holocene soil. G: Location of the observation n° 8 (SP8 to SP11 from Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye »), near the observation n° 17, and his catchment.
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Titre Fig. 6 – Détail de l’observation 6 (Quesnoy-sur-D. « Chemin de la Bergerie »), graviers dans un réseau de coin de glace.Fig. 6 – Detail of the observation 6 (Quesnoy-sur-D. « Chemin de la Bergerie »), gravels in an ice wedges network.
Légende A : Photo d’un nœud du réseau de pseudomorphe de coins de glace dans une tranchée de sondage (voir Figure 6D). B : Transcription de la vue A. 1. Graviers d’argiles mettant en évidence la trace d’un écoulement dans l’axe de la plus grande pente du réseau.A: Photo of a node of the ice wedges cast network in a test trench (see Figure 6D). B: View A transcription. 1. Clay gravels inlighting the mark of a flow in the greatest slope axis of the network.
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Titre Fig. 7 – Détails de l’observation 9 (SP8 à 11 de Saint-Quentin), déstabilisation du bas de versant et ravine.Fig. 7 – Details of the observation 9 (SP8 to 11 of Saint-Quentin), slope bottom destabilization and gully.
Légende A : Observations SP8 à 11, tranchée, voir Figure 4G. B : Photos des principales traces de déstabilisation du versant et localisation sur la tranchée, avec intensité croissante vers le bas du versant. 1. Mouvement en masse avec fractures ; 2. Ravine ; 3. Fauchage et solifluxion ; 4. Coulées boueuses.A: Observations SP8 to 11, trench, see Figure 4G. B: Photo of the mean slope destabilisation and location in the trench, with increasing intensity towards slope foot. 1. Mass movement with fractures; 2. Gully; 3. Downbedding and solifluction; 4. Muddy flows.
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Titre Fig. 8 – Indices 9 à 12 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 8 – Indices 9 to 12 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.
Légende A : Localisation de l’observation 9 Marly « Pont autoroute » et bassin versant associé. B : Coupe de l’observation n° 9, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Large ravine ; 2. Craie ; 3. Argile ; 4. Loess saalien ; 5. Sol eemien ; 6. Complexe de sol du Début glaciaire weichselien ; 7. loess Pléniglaciaire ; 8. Horizon à langues de Nagelbeck, loess de la fin du Pléniglaciaire supérieur et pédogenèse holocène. C : Localisation de l’observation n° 10 (Freulinghien « Briqueterie » et bassin versant associé). D : Coupe de l’observation 10, d’après Paepe (1964), modifié. 1. Ravine ; 2. Limon et sable lité, cryoturbés (dépôt fluvio-éolien du Pléniglaciaire probables) ; 3. « Horizon B textural » (sol holocène ?) ; 4. « Alluvions » (holocènes ?) ; 5. « Couche arable » (Horizon superficiel holocène) ; 6. « Terre remaniée ». E : Localisation de l’observation n° 10 (Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie » et le bassin versant associé). F : Coupe de l’observation 10, d’après Sommé (1977), modifié. 1. Ravine (les ravines s’entrecoupent) ; 2. Complexe limono-sableux de teinte bleuâtre, sédimentation subhorizontale en lits ondulés, limon, sable, limon tourbeux (dépôts fluvio-éoliens du Pléniglaciaires probables) ; 3. Sable, limon, limon tourbeux, comblement des ravines ; 4. Limon et limon sableux, sédimentation horizontale (dépôts fluvio-éoliens du Pléniglaciaires probables). G : Localisation de l’observation n° 12 (Seclin « Mayoland » et le bassin versant associé). H : Coupe de l’observation n° 12, d’après Tuffrau et al. (1994), modifié. 1. Ravine ; 2. Craie ; 3. « Formation de Seclin », complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 4. Loess avec lits de graviers de craie ; 5. Sol holocène.A: Location of the observation 9 Marly « Pont autoroute » and his catchment. B: Cross-section of the observation 9, according Sommé (1977), modified. 1. Wide gully; 2. Chalk; 3. Clay; 4. Saalian loess saalien; 5. Eemian soil; 6. Weichselian Early Glacial soils complex; 7. Weichselian Pleniglacial loess; 8. Cryoturbated level of Nagelbeck, final Upper pleniglacial loess and holocene soil. C: Location of the observation n° 10 (Freulinghien « Briqueterie » and his catchment). D: Cross-section of the observation n° 10, after Paepe (1964), modified. 1. Gully; 2. Cryoturbated silt and sand (probably Pleniglacial fluvio-aeolian deposit); 3. « B textural horizon » (Holocene soil ?); 4. « Alluviums » (holocenes alluviums ?); 5. « Arable layer » (Holocene topsoil); 6. « Reworked layer ». E: Location of the observation n° 10 (Quesnoy-sur-Deûle « Briqueterie » and his catchment). F: Cross-section of the observation n° 10, after Sommé (1977), modified. 1. Gully (the gullies intersect eachover); 2. Blueish sandy sitlt complex, subhorizontal sedimentation with ondulated beds of silt, sand, peaty loam (probably Pleniglacial fluvio-aeolian deposits); 3. Sand, silt, peaty silt, gullies infilling; 4. Silt and sandy silt, horizontal sedimentation limon et limon sableux, sédimentation horizontale (probably Pleniglacial fluvio-aeolian deposits). G: Location of the observation 12 Seclin « Mayoland » and his catchment. H: Cross sectio of the observation 12, after Tuffrau et al. (1994), modified. 1. Gully; 2. Chalk; 3. « Seclin formation », Weichselian Early glacial soils complex; 4. Loess with bed of chalk gravels; 5. Holocene soil.
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Titre Fig. 9 – Indices 13 à 16 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 9 – Hints 13 to 16 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.
Légende A : Localisation de l’observation n° 13 (Saint-Saulve « rue des Fostiaux » et bassin versant associé). B : Croquis de l’observation n° 13, d’après Sellier et Deschodt (2007), modifié. 1. Ravine ; 2. Nappe alluviale de limon et silex ; 3. Sable et limon lité calcaire (fluvio-éolien) surmonté de loess lité légèrement sableux calcaire (faciès de transition entre le versant et le fond de vallée) ; 4. Comblement de la ravine, reprise de (3) ; 5. Pédogenèse holocène, colluvions et labour. C : Localisation de l’observation n° 14 (Hénin-Beaumont « Marais de Dourges » et bassin versant associé). D : Coupes de l’observation n° 14, d’après Deschodt et Blancquaert (2000), modifié. 1. Érosion et remaniement par un écoulement concentré des dépôts (2), (3) et (4) ; 2. Loess Pléniglaciaire ; 3. Dépôts lacustre et palustre calcaire tardiglaciaire (Bølling et Allerød) ; 4. Sol Allerød ; 5. Limon lité (Dryas récent) ; 6. Sol holocène. E : Localisation de l’observation n° 15 (Mérignies « Golf » et bassin versant associé). F : Transect de l’observation 15, d’après Toquenne (2007), modifié. 1. Labours et colluvions ; 2. Dépôt limono-sableux ou limono-argileux, non calcaire, lité ; 3. Dépôt loessique sableux lité ; 4. Dépôt limono-sableux lité avec matière organique ; 5. Argile avec carbonatation secondaire ; 6. Argile non calcaire ; 7. Limite de décarbonatation ; 8. Talweg remblayé. G : Localisation de l’observation n° 16 (Onnaing « Toyota » et bassin versant associé). H : Transect schématique passant par l’observation n° 16, d’après Deschodt et al. (1998), modifié. 1. Talweg remblayé ; 2. Sable paléogène ; 3. Sable entrecroisé et rognons de silex ; 4. Loess saalien et pédogenèse eemienne ; 5. Complexe de sols du Début Glaciaire weichselien ; 6. Cailloutis ; 7. Loess pléniglaciaire weichselien et pédogenèse holocènes ; 8 Colluvions holocènes.A: Location of the observation n° 13 (Saint-Saulve « rue des Fostiaux » and his catchment). B: Sketch of th observation 13, according Sellier et Deschodt (2007), modified, avec 1. Gully; 2. Silt and flint alluvial sheet; 3. Calcareous bedded sand and silt (fluvio-aeolian) overlayed by sightly sandy bedded loess (transition facies between slope and valley bottom); 4. Gully infilling, sediment coming from (3); 5. Holocene pedogenesis, colluviums and plough horizon. C: Location of the observation n° 14 (Hénin-Beaumont « Marais de Dourges » and his catchment). D: Cross-sections of the observation n° 14, according Deschodt and Blancquaert (2000), modified. 1. Erosion and reworking by a concentrated flow of the sediments (2), (3) et (4); 2. Pleniglacial loess ; 3. Lateglacial (Bølling and Allerød) calcareous lacustrine and paludal deposits; 4. Allerød soil; 5. Bedded silt (Younger Dryas); 6. Holocene soil. E: Location of the observation n° 15 (Mérignies « Golf » and his catchment). F: Cross-section of the observation n° 15, according Toquenne (2007), modified. 1. Plough horizon and colluvia; 2. Non calcareous sandy or clayey silt bedded deposit; 3. Bedded sandy loessic deposit; 4. Bedded sandy silt deposit with vegetal remains; 5. Clay with secondary carbonatation; 6. Non calcareous clay; 7. Decarbonatation limit; 8. Backfilled talweg. G: Location of the observation n° 16 (Onnaing « Toyota » and his catchment). H: Schematic cross-section by the observation n° 16, according Deschodt et al. (1998), modified. 1. Backfilled talweg; 2. Palaeogene sand; 3. Cross-bedded sand and flint nodules; 4. Saalian loess saalien and eemian pedogenesis; 5. Weichselian Early Glacial complexe soils; 6. Gravels; 7. Pleniglacial loess and holocene pedogenesis; 8. Holocene Colluvia.
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Titre Fig. 10 – Observation 16 (Onnaing), topographie anté-quaternaire et localisation des dépôts grossiers.Fig. 10 – Observation 16 (Onnaing), ante-quaternary topography and location of the coarse deposits.
Légende Coordonnées en mètres Lambert 1 et courbe de niveau à 2,5 m d’équidistance en mètres IGN 69. 1. Sondage en puits ; 2. Sondage géotechnique ; 3. Dépôt fluviatile grossier, (moins d’1 m d’épaisseur) ; 4. Nappe fluviatile grossière supérieure (plus d’1 m d’épaisseur) ; 5. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : moins de 2 m ; 6. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : 2 à 4 m ; 7. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : 4 à 8 m de dépôts quaternaires ; 8. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : 8 à 15 m ; 9. Épaisseur totale de la couverture quaternaire : plus de 15 m ; 10. Talweg saalien ; 11. Talweg weichselien ; 12. Talweg holocène.Lambert 1 meters survey and 2.5 meters IGN69 countour lines. 1. Test pit; 2. Geotechnic boring; 3. Coarse fluvial deposit, less than 1 m thick; 4. Coarse fluvial deposit, more than 1 m thick; 5. Total quaternary cover thickness: less than 2 m; 6. Total quaternary cover thickness: 2 to 4 m; 7. Total quaternary cover thickness: 4 to 8 m; 8. Total quaternary cover thickness: 8 to 15 m; 9. Total quaternary cover thickness: more than 15 m; 10. Saalian talweg; 11. Weichselian talweg; 12. Holocene talweg.
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Titre Fig. 11 – Bloc diagramme simplifié de l’observation 16 (Onnaing) : trois générations de talwegs et deux nappes alluviales associées.Fig. 11 – Observation 16 (Onnaing) simplified block diagram: three generations of thalwegs and two associated fluvial sheets.
Légende A : État au début du Pléniglaciaire weichselien. B : État actuel. 1. Sable marin glauconieux paléogène ; 2. Sables entrecroisés et rognons de silex ; 3. Loess saaliens ; 4. Pédogenèse eemienne ; Dépôts fluviatiles de sable et rognons de silex ; Pléniglaciaire weichselien; 5b. Ravines et érosion aréolaire sur sable éocène (absence de 4) ; 6. Loess du Pléniglaciaire weichselien ; 6b. Pédogenèse tardiglaciaire holocène ; 7. Colluvions limoneuses.A: Prior to the Upper Pleniglacial loess input (Lower and Middle Pleniglacial loesses are not shown); B: After the Upper Pleniglacial loess input. 1. Paleogene glauconic marine sand; 2. Fluvial deposit, sand and flint, Saalian; 3. Saalian loess; 3b. Eemian pedogenesise; 4. Weichselian Early Glacial soil complex; 5. Fluvial deposit, sand and flint, Weichselian Pleniglacial; 5b. Gullies and aerolar erosion in the Eocene sand (absence of unit 4); 6. Weichselian Pleniglacial loess; 6b. Lateglacial – Holocene pedogenesis; 7. Silty colluvia.
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Titre Fig. 12 – Indices 17 et 18 d’écoulements concentrés pléistocène sur versant et dans le réseau amont de vallées sèches.Fig. 12 – Indices 17 and 18 of pleistocene concentraded flows on slope and in the upstream dry valleys network.
Légende A : Localisation de l’observation n° 17 (Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye » et du bassin versant associé), à proximité de l’observation n° 8. B : Coupe schématique de l’observation n° 17, d’après Lemaire (2005), modifié. 1. Érosion ; 2. Craie ; 3. Sol eemien sur loess ; 4. Complexe de sol du Début glaciaire weichselien ; 5. Loess pléniglaciaire ; 6. Sol Holocène ; 7. Labour et colluvions holocènes. C : Localisation de l’observation n° 18 (Avion « Zone industrielle du 14 » et du bassin versant associé), avec les observations n° 2 et n° 3 en limite de bassin. D : Transect schématique de l’observation n° 18, d’après Deschodt (2006), modifié. 1. Dépôts alluviaux épais dans un talweg remblayé ; 2. Craie ; 3. Loess saalien et pédogenèse eemienne ; 4. Complexe de sols du Début glaciaire weichselien ; 5. Loess du Pléniglaciaire inférieur et moyen affecté par un réseau de coins de glace ; 6. Remaniement en lits et sur la pente des unités (2) à (5) ; Loess de la fin du Pléniglaciaire supérieur et pédogenèse holocène ; 9. Colluvions holocènes.A: Location of the observation n° 17 (Saint-Quentin « Vallée du Chemin de l’Abbaye » and his catchment), near the observation n° 8. B: Schematic cross-section of the observation 17, according Lemaire (2005), modified. 1. Erosion; 2. Chalk; 3. Eemian soil on loess; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Pleniglacial loess; 6. Holocene soil; 7. Plough horizon and holocene colluviums. C: Location of the observation n° 18 (Avion « Zone industrielle du 14 » and his catchment), with the observations n° 2 and n° 4 on the catchment border. D: Schematic cross-section of the observation n° 18, after Deschodt (2006), modified. 1. Thick alluvial deposits in a backfilled talweg; 2. Chalk; 3. Saalien loess and eemian pedogenesis; 4. Weichselian Early Glacial soils complex; 5. Lower and Middle Pleniglacial loess with ice wedges network; 6. Bedded reworking on slope of the units (2) to (5); Final Upper pleniglacial loess and holocene pedogenesis; 9. Holocene colluviums.
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Titre Fig. 13 – Hypothèse de fonctionnement d’un vallon amont avant l'apport de loess de la fin du Pléniglaciaire supérieur (interprétation des observations n° 2 et n° 18, Avion).Fig. 13 – Hypothesis of the functioning of a upstream valley prior to the Upper the Pleniglacial loess input (interpretation of the observations 2 and 18, Avion).
Légende 1. Craie ; 2. Loess saalien et pédogenèse eemienne ; 3. Complexe de sol du Début glaciaire weichselien ; 4. Loess du Pléniglaciaire inférieur et moyen ; 5. Remaniement sur versant, solifluxion ; 6. Graviers de craie arrondis, dépôt fluviatile (observation n° 18, Figure 7D) ; 7. Réseau de coins de glace ; 8. Ravine (origine thermokarstique ? fusion des coins de glace ? Observation n° 2, dans la Figure 3D).1. Chalk; 2. Saalian loess and eemian pedogenesis; 3. Early Glacial soils complex; 4. Lower and Middle Pleniglacial loess; 5. Slope reworking, solifluction; 6. Rounded chalk gravels, fluvial deposit (observation n° 18, Figure 7D); 7. Network of ice wedges; g. Gully (thermokarstic generated? melting of ice weges? Observation n° 2 in Figure 3D).
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Titre Fig. 14 – Interprétation des observations d’écoulements concentrés pléistocènes dans les bassins amont selon l’hypothèse de thermo-érosion d’un réseau de coins de glace.Fig. 14 - Interpretation of the observations of concentrated Pleistocene flows in the upstream basins according to the thermo-erosion hypothesis of an ice wedges network.
Légende 1. Fusion des coins de glace, sans écoulements ; 2. Amorce d’écoulement, petite ravines (décimétrique à métrique) en position d’interfluve ou de versant (observations n° 4 et 5, Havrincourt, Therdonne), en position de bas de versant (observation n° 8), en plaine (observations n° 1, 6, 10, et 11) ; 3. Développement de ravines pluri-métriques et destruction des traces de coins de glace, sur interfluve et les hauts de versant (observations n° 2, 3, 7, et 9, Nussloch, Veldwezelt), sur les bas de versant (observation n° 12) ; 4. Forte activité fluviatile dans les talwegs collecteurs, bassins versant environ 1 km² et plus (observations n° 15 à 18).1. Melting of ice wedges, without flows; 2. Flow initiation, small gullies (decimetric to metric) in interfluve or slope position (observations n° 4 and 5, Havrincourt, Therdonne), in lower slope position (observation 8), in plain (observations n° 1, 6, 10, and 11); 3. Development of multi-metre gullies and destruction of ice wedge hints, on interfluves and upper slopes (observations n° 2, 3, 7, and 9, Nussloch, Veldwezelt), on lower slopes (observation n° 12); 4. High river activity in the collecting talwegs, catchment areas of approx. 1 km² and more (observations n° 15 to 18).
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Titre Tab. 2 – Chronologie des épisodes de thermo-érosion.Tab. 2 Chronology of thermo-erosion events.
Légende PG. Pléniglaciaire weichselien ; PGS. Pléniglaciaire supérieur weichselien.PG. Weichselian Pleniglacial; PGS. Weichselian Upper Pleniglacial.
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Pour citer cet article

Référence papier

Laurent DESCHODT, « Contribution des données du nord de la France à l’étude du rôle du thermokarst dans les phases d’activités pléistocènes des talwegs élémentaires »Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 28 - n° 3 | 2022, 149-172.

Référence électronique

Laurent DESCHODT, « Contribution des données du nord de la France à l’étude du rôle du thermokarst dans les phases d’activités pléistocènes des talwegs élémentaires »Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 28 - n° 3 | 2022, mis en ligne le 16 novembre 2022, consulté le 27 mai 2024. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/17174 ; DOI : https://doi.org/10.4000/geomorphologie.17174

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Auteur

Laurent DESCHODT

INRAP, 11 rue des Champs, 59650 Villeneuve d’Ascq, LGP UMR 8591 CNRS - Laboratoire de Géographie Physique, Environnements Quaternaires et Actuels, 2 rue Henri Dunant, 94320 Thiais, France

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