Je remercie Pascal Bertran et Jef Vandenberghe pour leurs commentaires constructifs qui ont considérablement contribué à améliorer cet article.

1 - Introduction : du loess en fond de vallée

1Depuis plusieurs décennies, la multiplication des études sur la couverture éolienne weichselienne d’Europe occidentale a permis d’aboutir à un cadre chrono-stratigraphique et à des reconstitutions paléoenvironnementales de plus en plus précis, tant dans la zone loessique de versant (Bassin, parisien, nord de la France, Moyenne Belgique) (Antoine et al., 2016 ; Haesaerts et al., 2016) que dans la zone sableuse des grandes plaines du nord-ouest européen (nord de la Belgique, Pays-Bas, nord de l’Allemagne) (Van der Hammen et al., 1967 ; Vandenberghe, 1992, 1993 ; Vandenberghe et al., 1993, 1995, 1998 ; Kasse, 1999, 2002 ; Bateman & Van Huissteden, 1999 ; Kasse et al., 2007 ; Vandenberghe & Kasse, 2008). Mais la couverture loessique weichselienne est principalement étudiée en contexte de versant. Le loess semble peu présent dans les fonds de vallée encaissés du Bassin parisien, tout au plus mentionne-t-on un dépôt sur la nappe graveleuse dans la Somme (Antoine 1997a,b) ou un faciès lité dans un élargissement de la vallée de l’Oise (Pastre et al., 2003). Toutefois, le loess est bel et bien présent en fond de vallée sur de vastes superficies dans le bassin de l’Escaut.

2 - Les plaines basses du bassin français de l’Escaut : un système morphosédimentaire original

2.1 - Contexte géographique, hydrographique et géologique

2L’Escaut est un fleuve du bassin de la mer du Nord. Son débit moyen est d’environ 100 m³/s pour un bassin de 22000 km². Le bassin français s’étend sur 6700 km² dans sa partie méridionale amont (fig. 1). Il est lui‑même subdivisé en un haut pays au sud (plateaux développés dans la craie crétacée) et un bas pays au nord (plaines et collines développées majoritairement dans les sables et argiles paléogènes). Le haut pays appartient à la bordure septentrionale du Bassin parisien tandis que le bas pays constitue la frange méridionale de la plaine nord européenne. Dans le détail, le bas pays est constitué d’une juxtaposition de plaines basses (plaines de la Lys, de la Deûle, de la Scarpe, plaine de confluence Escaut-Haine) aux environs de 16 à 20 m d’altitude. Ces plaines sont très larges (plusieurs kilomètres) et disproportionnées par rapport à leur bassin versant et aux rivières qui les parcourent. La couverture sédimentaire quaternaire y est continue, localement épaisse (jusqu’à plus de 20 m) et recouvre un substrat dépourvu de roche dure susceptible d’alimenter des nappes de graviers alluviaux. Aussi la plupart des dépôts fluviaux sont composés de sables et de limons (éventuellement enrichis en graviers de craie). Des accumulations de graviers de silex se rencontrent seulement en bordure du haut pays et dans la vallée de l’Escaut même (Deschodt, 2015).

3Le système morpho-stratigraphique du bas pays se distingue nettement de celui du Bassin parisien aux vallées encaissées (fig. 2). Sa morphologie de plaines basses et faiblement accidentées s’apparente à celle de la plaine nord-européenne. Toutefois elle s’en distingue par son intégration au sein de la zone loessique (Antoine et al., 2016 ; Bertran et al., 2016) et par l’absence de grands cours d’eau. Dans une zone frontière entre grands ensembles morpho-structuraux, avec de vastes plaines sans grands cours d’eau qui ont été soumises à une abondante sédimentation loessique, l’étude de l’enregistrement pléniglaciaire supérieur weichselien du bassin français de l’Escaut dépasse le cadre local et contient des clefs pour une meilleure compréhension de la chronostratigraphie et des paléoenvironnements de la zone de loess et des sables de couverture.

2.2 - Un enregistrement sédimentaire mal connu

4Les dépôts pléniglaciaires weichseliens des fonds de vallée du bassin de l’Escaut ont été peu étudiés, malgré leur vaste surface d’affleurement (et parfois leur forte épaisseur). Le fait est dû en grande partie à la difficulté d’y observer des coupes. Les extractions de graviers en fond de vallée sont quasiment absentes (un cas le long de l’Escaut au sud de Valenciennes) et les briqueteries qui furent l’objet principal d’études sur le Quaternaire se situent sur les versants, à l’exception des briqueteries du nord de la plaine de la Lys, de part et d’autre de la frontière franco-belge, qui ont fait l’objet d’observations dans les années 1960 et 1970 : Ploegesteert (fig. 3, « PB »), Warneton (fig. 3, « BW »), Frelinghien (fig. 3, « FB »), Deûlémont (fig. 3, « BD »), Questnoy-sur-Deûle (fig. 3, « QB ») (Paepe, 1964, 1965 ; Paepe & Vanhoorne, 1967 ; Sommé, 1977). Mais elles occupent un contexte morpho-stratigraphique singulier, au-dessus du lit majeur tardiglaciaire-holocène. Les données stratigraphiques qui en sont issues ont été intégrées dans les synthèses sur la couverture quaternaire de versant (Paepe & Vanhoorne, 1967 ; Paepe & Sommé, 1970 ; Sommé, 1977). Seul le carottage d’Erquinghem‑sur‑la‑Lys (fig. 3, « EL »), dont l’objet principal est la nappe fluviatile eemienne sous-jacente, a permis d’étudier des dépôts pléniglaciaires dans le lit majeur actuel de la Lys (Sommé et al., 1996).

2.3 - L’apport de l’archéologie préventive

5Le déficit d’études sur la géologie des fonds de vallée tend à se résorber, tout au moins pour leur partie la plus superficielle, grâce à la collecte de données acquises dans le cadre de l’archéologie préventive. En effet, les aménagements projetés sur le territoire sont précédés de sondages en tranchées (destinées à repérer des vestiges en sub-surface), mais aussi souvent de puits à la pelle mécanique qui permettent de repérer la stratigraphie et d’éventuels vestiges présent dans les premiers mètres de la couverture (la profondeur d’investigation atteint en général 5 m). Cette pratique systématique a d’ailleurs permis des découvertes spectaculaires, telle la formation fluviatile eemienne de Waziers (fig. 4, « WT ») (Locht et al., 2014 ; Hérisson et al., 2016, 2017). Les données collectées sont intégrées à un Système d’Information Géographique.

6Une première synthèse soutenue par quelques datations a été réalisée sur le bassin français de l’Escaut (Deschodt, 2014, 2015). Elle montre que les dépôts du Pléniglaciaire supérieur des basses plaines sont abondants, continus et parfois très épais, en continuité stratigraphique avec la couverture loessique de versant. Ils masquent les dépôts antérieurs plus sporadiques, moins bien connus et plus difficile à identifier. Les dépôts loessiques du Pléniglaciaire peuvent être eux-mêmes scellés par des alluvions du Tardiglaciaire et de l’Holocène. Une attention particulière est portée à la microtopographie, avec notamment l’acquisition progressive de Modèles Numériques de Terrains issus de la technologie LiDAR. Les dépôts pléniglaciaires de fond de vallée sont fréquemment associés à des modelés fluviaux (traces de chenaux), éoliens (dunes) voire localement à des dépressions (thermokarst probable).

7Dans le présent article nous désirons présenter l’état de la recherche sur la chrono-stratigraphie des dépôts pléniglaciaires des fonds de vallée du bas pays du bassin français de l’Escaut, à travers quelques observations représentatives (tab. 1), notamment le long de la vallée de la Deûle (fig. 3), et à travers des modelés conservés dans la plaine de la Scarpe (fig. 4).

3 - Sélection de données représentatives

3.1 - Exemples d’héritages morphologiques fluviaux et éoliens : la plaine de la Scarpe

3.1.1 - Une vaste plaine ponctuée de nombreux modelés hérités du Pléniglaciaire

8Large de plus de 10 km et longue de plus de 30 km, la plaine de la Scarpe est une dépression structurale (affleurement des sables paléogènes à pendage vers le nord), entre l’Ostrevant crayeux et la Pévèle argileuse (fig. 4). Le réseau hydrographique actuel a été largement transformé au cours de la période historique, notamment avec une capture anthropique de la partie artésienne de l’actuelle Scarpe canalisée via le seuil de Vitry-en-Artois (Ladrière, 1888 ; Louis, 1990, 2009). La plaine est subdivisée entre haute plaine au nord et une basse plaine au sud. À cette opposition topographique se superpose une opposition entre la plaine limoneuse (extrémité ouest) et la plaine sableuse, en fonction de la texture à l’affleurement (Fourrier, 1989 ; Fourrier, 1992).

9De nombreux modelés se développent dans la plaine sableuse. La présence de quelques dunes et des traces de chenaux avait déjà été mis en évidence. Toutefois, c’est l’acquisition d’un modèle numérique de terrain issu d’une mission LiDAR qui a pleinement révélé leur abondance sur l’ensemble de la plaine (fig. 5). Qui plus est, le MNT a révélé de probables dépressions thermokarstiques (figs. 6-8). Son analyse permet d’illustrer la prépondérance des héritages morphologiques pléniglaciaires weichseliens et donne des indices sur les paléoenvironnements et les processus en œuvre.

3.1.2 - Eléments connus du système morpho‑stratigraphiques de la Scarpe

3.1.2.1 - Le transect gazoduc

10Le système morphosédimentaire de la plaine de la Scarpe reste encore mal connu. Les observations y sont moins abondantes que dans la vallée de la Deûle proche. Un diagnostic archéologique sur le tracé d’un gazoduc avait permis une première approche (figs. 4 & 5, « GS ») (Deschodt et al., 2012). Les levés en tranchée, des sondages en puits et à la tarière manuelle sur les premiers mètres de profondeur avaient alors permis d’élaborer un transect partiel nord-sud de la plaine sur 7 km de long (fig. 9). De ce travail, nous avions retenu que les dépôts superficiels de la plaine sont majoritairement constitués de lits sableux en alternance avec des lamines limoneuses (pl. 1, cls. 1 & 2). Quelques datations permettent d’attribuer les écoulements au Pléniglaciaire supérieur weichselien : OSL 2 (Oxford X2142 : 20,16 ± 1,97 ka), OSL 4 (Oxford X2517 : 21,6 ± 2,0 ka) et OSL 6 (Oxford X2143 : 27,95 ± 2,62 ka), avec dans le cas de l’OSL 4 une perte en eau de l’échantillon impliquant un vieillissement possible de la datation, inférieure dans tous les cas à 2 ka (communication J.-L. Schwenninger) (tab. 2). La datation 7 (Oxford X2144 : ~34 ka) a été prise au-dessus de l’OSL 6 dans une ravine et contient probablement des agrégats mal blanchis. L’attribution au Pléniglaciaire supérieur des écoulements dans la basse plaine est confortée par la datation radiocarbone obtenue à Saint-Amand-les-Eaux « Usine Stérilyo » (fig. 4, « ST ») sur un débris végétal : 21060 ± 90 BP (Lyon-4935, SacA-10419, tab. 2), soit un intervalle de crédibilité 95% entre 25,9 et 24,8 ka cal BP calculé avec l’échelle de calibration IntCal13. Des avulsions répétées de chenaux larges et peu profonds ont laissé des traces de défluviation et la haute plaine est formée par des cônes de déjection très étalés issus de l’escarpement structural bordier de la Pévèle. La partie sud de la plaine, alimentée par le versant crayeux de l’Ostrevant permet d’observer des alternances sable/limon calcaire blanc (pl. 1, cls. 3 & 4). À la fin du Pléniglaciaire supérieur weichselien, de basses dunes linéaires se développent à travers la plaine. Les dunes recoupées sur le transect du gazoduc sont formées d’une alternance de sable et de loess (fig. 9). Des datations OSL ont données pour résultats : OSL 3 (Oxford X2516 : 18,7 ± 1,7 ka) et OSL 5 (Oxford X2518 : 14,7 ± 1,7 ka), toutefois les deux échantillons ont subi une perte en eau pouvant impliquer un vieillissement n’excédant pas dans tous les cas 2 ka (communication J.-L. Schwenninger).

3.1.2.2 - Waziers « Bas Terroir »

11Le gisement de Waziers « Bas Terroir », située à proximité du débouché de la Scarpe-Scarbus dans la plaine (fig. 5A, « WT ») est un autre point d’observation majeur. Il intéresse particulièrement l’Eemien (Locht et al., 2014 ; Hérisson, 2016, 2017). Cependant, il alimente aussi la réflexion sur le Pléniglaciaire weichselien de la plaine. En effet, les dépôts pléistocènes les plus anciens sont scellés par trois mètres de formation fluviale et fluvio-éolienne, avec un niveau érosif et fluviatile graveleux ou sableux à la base, suivi d’une alternance de limon loessique et de sable (pl. 2) puis à un loess dans les derniers décimètres. Les dépôts fluviatiles observés au plus proche du versant (campagnes de fouille 2014 et 2015) sont constitués principalement de graviers de craie roulés en petits chenaux couvrant une vaste surface (tressage). Quelques centaines de mètres en aval, l’observation dite du « du puisard » en 2013 (Deschodt, 2014) et la campagne de 2017 (Hérisson, 2017) montrent des dépôts essentiellement sableux et la présence d’un chenal à remplissage sableux (fig. 10, unité A). Le chenal est peu à peu comblé par des formations fluvio-éoliennes qui en débordent largement (fig. 10, unité B, et pl. 2) puis finalement masqué par le loess qui scelle l’ensemble de la zone (unité C). Le loess est plus épais au droit du chenal et est resté partiellement carbonaté à son maximum d’épaisseur. L’observation nous renseigne clairement sur (a) l’existence d’un phénomène de piedmont, avec variation rapide dans l’espace de la texture du dépôt et variation du style fluvial (passage d’un tressage à un petit chenal) et (b) sur la persistance de petits chenaux qui s’estompent peu à peu du paysage pendant le dépôt du limon loessique qui scelle la partie occidentale de la plaine.

3.1.2.3 - Saint-Amand-les-Eaux « Port fluvial »

12Dans la partie aval de la plaine, les observations effectuées préalablement au creusement du port fluvial le long du canal de Scarpe (fig. 5A, « SP ») avait montré la présence de traces de chenaux de quelques dizaines de mètres de large (Henton & Deschodt, 2005 ; Deschodt, 2014). Les anciennes berges se marquent par un dénivelé discret de quelques décimètres (fig. 11). Le chenal pléistocène le plus récent recoupe le précédent et est partiellement réoccupé par un lit majeur d’un petit cours d’eau holocène affluent de la Scarpe (aucun dépôt du Tardiglaciaire n’a été identifié). Hors les alluvions holocènes, il est délicat de distinguer un faciès propre à chaque chenal. Les remplissages comme la plaine encaissante sont constitués de lit sablo-limoneux, à l’instar de l’ensemble de la plaine. Tout au plus peut-on noter que le comblement du chenal « B » a une composante limoneuse un peu plus importante.

3.1.3.1 - Dunes, chenaux et dépressions thermo-karstiques…

13En 2012, l’obtention de données LiDAR (DREAL Nord-Pas-de-Calais, mission Aéro Data France, janvier 2008) a permis de construire des Modèles Numériques de Terrain (figs. 4 & 5A). Les modèles numériques de terrain issues du LiDAR présentés ici ont une résolution en plan (x,y) de 1 m et en altitude (z) de 1 cm. Les données microtopographiques peuvent alors être appréhendées à l’échelle de la plaine. Elles permettent de spatialiser les informations acquises sur le tracé du gazoduc et d’émettre de nouvelles hypothèses.

• Dunes linéaires

14Le modèle numérique de terrain issu du LiDAR confirme l’extension de dunes linéaires (hauteur maximum environ 3 m) sur des axes ouest/est à ouest-nord-ouest/est-sud-est à travers la plaine, recoupées par le transect gazoduc (fig. 9). Leur présence semble directement dépendre de la disponibilité du sable en surface. Seules les formes les plus importantes peuvent être perçues et cartographiées (fig. 8).

• Grande variété de chenaux

15Le MNT permet également de percevoir de nombreuses traces de chenaux : traces d’avulsion et de défluviation des cours d’eau affluant provenant de la Pévèle (Ruisseau de Coutiches et Courant de l’Hôpital), traces de petits méandres bien marquées dans la plaine basse, notamment dans le « Marais des 6 villes » entre Lallaing et Flines-lez-Râches (fig. 5C). L’un d’eux, le « méandre de Vred », avait été recoupé par le transect gazoduc et présenté à tort comme un lit secondaire de la Scarpe (Deschodt et al., 2012). Il s’agit en fait plus probablement d’un des bras du ruisseau de Coutiches peu avant sa confluence avec la Scarpe. Le méandre de Vred (Deschodt et al. 2012) tout comme, un peu plus à l’est, le chenal contigu à la station d’épuration de Flines-lez-Râches (figs. 4 & 5, « FE ») (Compagnon, 2016) ont un comblement organique débutant au Bølling : 12345 ± 50 BP (Lyon-4933, SacA-10418) à Vred et 12250 ± 60 BP (Lyon-14417, SacA-50797) à Flines (soient des intervalles de crédibilité à 95 % de respectivement 15080-13670 et 14790-13600 a cal BP, ChronoModel 2.0.13 , IntCal13.14c). Dans le cas de la station d’épuration, le chenal observé est accompagné d’une microtopographie de scroll bars masqués par des limons d’inondation récents. À Vred, la berge est composée, comme le reste de la plaine, de dépôts lités sableux et limoneux. Ils ont été datés à cet endroit de 20,16 ± 1,97 ka par OSL (tab. 2, fig. 9).

16D’autres traces de chenaux sont plus inattendues : à la jonction entre Ostrevant et basse plaine, quelques traces de chenaux sont perceptibles sur un bas de versant dépourvu actuellement de cours d’eau (Fenain, Erre). Ils prennent la forme de petits chenaux linéaires (20 à 30 m de large) et anastomosés (40 à 50 m de large dans les zones de connexion) légèrement encaissés dans une bande plus large (environ 140 m de large). Ce modelé est au débouché d’un versant crayeux d’environ 10 km². Plus singulier encore, au nord de Douai « Frais-Marais », entre les lieux-dits « Château Lespagnol » et « Ferme Pecqueux », de larges traces de chenaux (30 à 90 m de large) s’interrompent brusquement sur le relief où est construit le village d’Anhiers (fig. 5B).

17Les quelques traces d’écoulement au pied de l’Ostrevant rejoignent un chenal sinueux plus vaste, large d’une trentaine de mètres, qui occupe le sud de la basse plaine. Le modelé fluvial est net : tracé sinueux, avec des traces de migrations et de déversements, le tout à l’intérieur d’une bande légèrement encaissée dans la plaine, de largeur variable (90 à plus de 500 m) (figs. 6 & 7).

•  De vastes dépressions thermokarstiques

18L’apport le plus inattendu de la lecture du MNT issu du LiDAR a été de révéler la présence de nombreuses dépressions circulaires ou subcirculaires dans la plaine, larges de quelques dizaines de mètres à plusieurs kilomètres (figs. 6-8). Leur dénivelé modeste (de l’ordre de quelques décimètres à 1 m, rarement plus) conjugué à leur diamètre imposant explique qu’elles aient échappés aux observateurs sur le terrain jusqu’à l’obtention des données LiDAR. Seules avaient déjà été remarquées des régularités et anomalies topographiques : l’escarpement en arc de cercle près de la ferme d’Hyverchies (fig. 6, pl. 3) ou la disposition en cercle du village-rue d’Hasnon (fig. 7). Lors d’une première lecture et interprétation (Deschodt, 2014), nous avions attribué ces formes à des traces de méandres pléistocènes. Cette interprétation est erronée. Il s’agit beaucoup plus probablement de dépressions thermokarstiques, interprétation proposée en premier lieu par Yann Petite (communication orale).

19Ces dépressions sont abondantes. Une des formes les plus nettes, au lieu-dit « La ferme d’Hyverchies » a un diamètre d’environ 500 m et présente un talus marqué (« rempart ») formé au détriment d’une probable dune (fig. 6, pl. 1). Les modelés circulaires les plus vastes, et les mieux marqués, masquent probablement des dépressions de diamètre plus faible et plus discrètes. Les formes les mieux marquées sont soulignées par un « rempart » discontinu ou un relief en anneau. Certains modelés se recoupent, certaines dépressions présentent des traces de petits chenaux se déversant vers l’extérieur (fig. 6).

3.1.3.2 - Commentaires sur les modelés chenalisés révélés par le MNT

20Si le MNT issu du LiDAR permet de percevoir une profusion de modelés (dunes, chenaux, dépressions thermokarstiques) dans la plaine de la Scarpe, il convient de rester très prudent sur leur interprétation et datation, faute de reconnaissances sur le terrain et d’analyses. De plus, les modelés visibles constituent le bilan d’une activité diachrone, en particulier pour les chenaux. Une discrimination des âges est délicate. Toutefois, nous pouvons avancer quelques arguments logiques permettant d’aboutir à quelques hypothèses.

21Le modelé de large chenal au sud de la plaine est déconnecté de toute logique d’écoulement ou de réseau hydrographique holocène. Son lien avec les probables dépressions thermokarstiques (recoupements et déversements) permet de l’attribuer à la fin du Pléniglaciaire. La bonne conservation de sa morphologie résulte d’ailleurs probablement de l’éloignement des axes de drainage ultérieurs (aux environs de la Scarpe actuelle) et par l’arrêt presque total des écoulements provenant du versant crayeux de l’Ostrevant en période climatique tempérée.

22Le modelé de large chenal au nord de « Frais Marais » (fig. 5B) est à une altitude plus élevée que celle de l’écoulement canalisé. Il pourrait s’agir de la trace d’un chenal pléniglaciaire barré par un relief dunaire.

23Le transect gazoduc Scarpe a recoupé sur son tracé, au nord du méandre de Vred, la trace de chenal visible sur le LiDAR mais non perçu sur le terrain en raison d’un comblement similaire à l’encaissant. Il s’agit probablement d’un chenal pléniglaciaire. Au moins une partie des chenaux visibles sur le MNT peuvent être attribués au Pléniglaciaire.

3.1.3.3 - Commentaires sur les dépressions thermokarstiques révélés par le MNT

24Les dépressions observées sur le MNT n’ont pas fait l’objet de reconnaissance stratigraphique sur le terrain. De plus, comme pour toute formes reliques thermokarstiques, leur origine et l’identification des processus est délicate (Ross, 2013). Au moins, dans le cas de la plaine de la Scarpe non englacée au Quaternaire, tout processus d’origine glaciaire peut être écarté. Les formations sédimentaires pléistocènes de la plaine sont essentiellement minérales (limon et sable reposant sur le sable paléogène) et la présence de tourbe ne peut être invoquée dans la genèse des formes. Les formes les plus modestes peuvent être rapportées à des lithalses ou à des pingos (Pissart & Gangloff, 1984 ; Worsley et al., 1995 ; Gurney, 2001 ; Pissart, 2002, 2009 ; Marchildon, 2007 ; Calmels et al., 2008 ; Pissart et al., 2011). Les formes les plus vastes présentent des analogies avec les alass ou à des lacs thermokarstiques actuels des régions arctiques (Czudek & Demek, 1970 ; Harris et al., 1988 ; Murton, 1996 ; Morgenstern et al., 2011, 2013 ; French 2013, Farquharson et al., 2016).

25Des dépressions thermokarstiques ont été identifiées dans le Bassin parisien pour le Pléniglaciaire weichselien (Bertran et al., 2018), voire pour le Saalien (Van Vliet-Lanoë et al., 2016). D’autres sont recensées aux Pays-Bas et sont attribuées à la fin du Pléniglaciaire weichselien, avec fréquemment un comblement lacustre tardiglaciaire (Kasse & Bohncke, 1992 ; Hoek et al., 1999 ; Hoek, 2000 ; Van Huissteden & Kasse, 2001 ; Kluiving et al., 2010 ; Woolderink, 2014). Des champs de lithalses caractéristiques sont identifiés en Belgique dans la région des Hautes-Fagnes, Dans ce dernier cas, ils sont datés du Dryas récent et se développent à plus de 500 m d’altitude. Leur genèse est en étroite relation avec des caractères hydrogéologiques du substrat autorisant une nappe libre abondante (Pissart, 2009).

26Les modelés thermokarstiques de la plaine de la Scarpe, attribuables au Pléniglaciaire weichselien, diffère de part leur taille, leur concentration et leur régularité. Ils traduisent des conditions particulières favorisant leur développement (eau libre disponible dans des conditions de pergélisol, contexte de sédiments fins). Leur étude (morphologique, stratigraphique, paléogéographique et environnementale) reste à mener.

3.2 - De l’amont vers l’aval dans une petite vallée loessique : exemple de la Deûle et de la Marque

3.2.1 - Contexte géographique et géologique

27Les petites vallées de la Deûle (bassin de 590 km²) et de la Marque (bassin de 250 km²) sont un exemple type de vallées soumises à l’envahissement loessique. La Deûle prend naissance en Artois puis s’écoule vers le nord, d’abord à travers le glacis crayeux de la Gohelle puis dans une large plaine (plusieurs kilomètres) au substrat majoritairement crayeux. La plaine est bordée par les reliefs des Weppes à l’ouest et de la Pévèle à l’est (développés dans les sables et argiles paléocènes) (fig. 3). Dans la partie aval du bassin, la Deûle franchit l’anticlinal crayeux du Mélantois. La Marque prend sa source dans la colline de la Pévèle et suit un court parallèle à la Deûle avant de confluer avec elle peu avant l’entrée de la Deûle dans la plaine de la Lys. L’extrémité aval du système Deûle-Marque appartient à la vallée flamande, forte incision quaternaire sous la cote 0 m NGF (Tavernier, 1946 ; Verbruggen, 1971 ; De Moor & Heyse, 1974). Au niveau de Lille, deux incisions maximales sont repérées dont l’une antérieure au Weichselien, et partiellement scellée par les dépôts de versant (Ladrière, 1886 ; Gosselet, 1903 ; Sommé, 1977 ; Deschodt et al., 2008, 2012). L’épaisseur des sédiments quaternaires y dépasse 20 m.

28Le bassin de la Deûle est également le secteur qui a bénéficié le plus d’observations. Nous en présentons quelques-unes dans l’ordre croissant de superficie du bassin drainé. Hors les axes de fort creusement de la vallée flamande, les épaisseurs observées de dépôts quaternaires se limitent à quelques mètres, avec à la base des dépôts sableux (et de graviers de craie en fonction de la lithologie du bed-rock,) passant systématiquement en partie supérieure à un limon loessique.

3.2.2 - Dourges – Ostricourt : exemple d’un sous-bassin de plaine de faible dimension périphérique (bassin versant < 2 km²)

29La zone explorée à Dourges-Ostricourt « extension Delta 3 » (fig. 3, « DO ») constitue un petit bassin amont élémentaire (moins de 2 km²) de la Deûle dans le bas pays. Elle prend la forme d’une zone basse entre la colline de la Pévèle et un léger interfluve qui la sépare de la plaine de la Scarpe (Georges, 2014). Malgré la taille réduite du bassin et la faible épaisseur de dépôts quaternaires, nous observons, comme ailleurs dans la vallée, des formations fluviatiles sableuses litées extensives, ici directement sur le substrat sableux paléocène (fig. 12). Les alluvions sableuses sont scellées par du loess et l’interfluve est constitué d’un dépôt éolien dunaire (sable et loess). Dans le dépôt loessique, nous observons par endroit des lits marqués soulignés par un enrichissement en calcaire témoignant d’écoulements (pl. 4, cl. 1). Les variations d’altitude du contact entre les alluvions sableuses et le loess, suivies sur plusieurs centaines de mètres mettent en évidence une contemporanéité entre les écoulements et une partie du dépôt de loess (fig. 13). Pendant une première partie du dépôt loessique, des alluvions sableuses persistent. Elles sont remobilisées par le vent et déposées sous de petites dunes. Puis le loess finit par couvrir toute la zone, y compris la dune basse devenue interfluve entre les bassins de la Deûle et de la Scarpe. Les ultimes activités fluviatiles ont laissé un héritage topographique sous la forme d’une dépression allongée au pied de l’interfluve comblée par des colluvions récentes.

3.2.3 - Avelin – Mérignies « Pont Tordoir » : comblement dissymétrique et transition loess-alluvions (bassin versant : 17 km²)

30Les observations d’Avelin – Mérignies ont permis de construire plusieurs transects de part et d’autre de la rivière Marque, dans le secteur amont de la Pévèle (fig. 3, « AM ») (Elleboode, 2017). Le bassin versant drainé est d’environ 17 km². Le lit majeur actuel est étroit (une quarantaine de mètres) mais cache une importante dissymétrie du comblement quaternaire (fig. 14). En effet, le substrat sableux éocène (« sable d’Ostricourt ») (unité 1) est sub-affleurant sur le versant de rive droite, tandis que le versant opposé cache un épais comblement quaternaire dont l’épaisseur et l’extension restent inconnues (plus de 5 m d’épaisseur sur plus de 150 m de large). En profondeur nous percevons le passage de dépôts fluviatiles lités (fig. 14, unité 2), constitués de sable et limon (dominante sableuse), à un loess typique sur versant (unité 3a). La transition est rapide dans l’espace. Elle s’effectue par des interstratifications loess/sable et, de manière encore plus fugace, par l’apparition de litages dans le loess (unité 3b). L’unité 2 fluviatile est fréquemment enrichie en limon avec une composante calcaire. Nous observons la présence épisodique de graviers de craie, qui, dans cette partie du bassin dépourvu d’affleurement crayeux, signent un apport éolien par saltation depuis l’ouest ou le nord.

3.2.4 – Douvrin – Billy-Berclau : exemple d’un sous bassin élémentaire envahit par le loess (bassin versant : 30 km²)

31La zone de Douvrin-Billy-Berclau est située au pied de la Gohelle à proximité d’un petit ensellement séparant le bassin de la Deûle de la plaine de la Lys (fig. 3, « DB ») (Lefèvre, 2006). Entre Gohelle et Weppes, le bassin totalise environ 30 km². Au pied du versant se développe une petite plaine d’environ 6 km² dépourvue actuellement de cours d’eau (seul le canal de la Deûle à la Lys le traverse et exploite l’ensellement entre les deux bassins). Nous observons sur toute cette la plaine un faciès loessique lité (pl. 4, cl. 2). Il est daté par OSL de 14,26 ± 1,1 ka (Oxford) (Deschodt, 2014). Cette datation doit être utilisée avec précaution à cause d’un taux d’uranium élevé et inhabituel (7 ppm). Si elle est recalculée en utilisant un contenu en uranium similaire aux échantillons de la rue Hegel à Lille daté plus en aval (2,2 ppm), elle donnerait 21,0 ± 1,68 ka (communication J.-L. Schwenninger).

3.2.5 - Bouvines « Grand Marais » : exemple d’une zone active d’une petite vallée (bassin versant : 130 km²)

32Dans la vallée de la Marque, à Bouvines, au lieu-dit « Grand Marais » et juste en amont de la traversé de l’anticlinal du Mélantois (fig. 3, « BG »), le bassin drainé atteint environ 130 km². Un transect à la tarière manuelle a été réalisé en fond de vallée de part et d’autre du petit cours d’eau canalisé actuel (fig. 15) (Deschodt & Salvador, 2009). Le système morpho-sédimentaire est fortement dissymétrique : la craie est sub-affleurante en rive droite, le loess est épais en rive gauche (ouest) et le versant loessique recouvre des dépôts fluviatiles sableux antérieurs. Les formations du Tardiglaciaire puis de l’Holocène se sont développées depuis les points bas sur les alluvions pléistocènes sans incision préalable. Elles débutent par une précipitation tuffacée au Bølling-Allerød selon un faciès similaire au dépôt lacustre bølling de Dourges (Deschodt et al., 2005). Le fait est singulier car nous nous situons ici dans l’axe de la vallée et non dans une dépression périphérique comme à Dourges. Le transect de Bouvines indique un fond de vallée humide sans véritable lit mineur pour le Tardiglaciaire-Holocène. Le profil renseigne alors sur la morphologie du toit des formations limoneuses à la fin du Pléniglaciaire. L’ultime topographie pléniglaciaire du fond de vallée dans l’axe des écoulements (scellée par les dépôts du Tardiglaciaire et de l’Holocène) présente trois chenaux de 40 à 60 m de large et peu profonds (environ 0,5 à 1,5 m) (fig. 15). Ils prennent place dans un fond de vallée large d’environ 250 m et encaissé de 2 à 3 m par rapport au versant loessique. La rive gauche ainsi mis en évidence correspond à la transition entre un dépôt loessique lité (fig. 15, unité L2) et un dépôt franchement lité limono-sableux (alternance de sable et de limon) (fond de vallée) (fig. 15, unité L3). Nous interprétons ces données comme un système versant-fond de vallée en fort remblaiement par les apports éoliens avec une persistance des écoulements, qui, dans un système en accrétion, maintient une bande active morphologiquement distincte et légèrement encaissée.

3.2.6 - Houplin-Ancoisne « Le Marais de Santes » : trace d’un petit méandre en position de basse terrasse (bassin versant : 450 km²)

33Le fond de vallée à Houplin-Ancoisne draine un bassin d’environ (450 km²). Il a fait l’objet de plusieurs observations. La première, à proximité de la station d’épuration (fig. 3, « HE »), témoignait de la couverture d’alluvions grossières par le loess avec une topographie du loess en légères rides dans le fond de vallée (Deschodt et al., 2004). Immédiatement plus en amont, sur le lieu-dit « Le Marais de Santes » (fig. 3, « HM »), un méandre étroit et à faible rayon de courbure a été observé, inscrit dans la microtopographie du fond de vallée. La réalisation de tranchées de sondage archéologique en continu (Praud et al., 2015) a invalidé l’hypothèse première d’un petit chenal holocène. En effet, bien que la partie supérieure du dépôt soit holocène, le méandre est d’abord comblé par des graviers de craie puis par un limon loessique lité (fig. 18, unité 10). La continuité de ce dernier avec le loess typique du versant a pu être vérifiée dans les parois des tranchées archéologiques. Le modelé observé est donc indéniablement un petit méandre weichselien partiellement comblé par un apport loessique. Cet héritage morphologique est resté en position de basse terrasse, au-dessus de toute activité fluviatile pendant la majeure partie de l’Holocène jusqu’à une remontée du plan d’eau à l’Atlantique. Sur le même site, un petit chenal à comblement fin, non daté, est situé sous le limon du bas de versant (fig. 16, unité 3).

3.2.7 - Lille « Rue Hegel » : épais dépôts sableux et focus sur une transition verticale fluviatile / éolien (bassin versant : 540 km²)

34A Lille Rue Hegel, le bassin versant drainé de la Deûle atteint environ 540 km² (fig. 3, « LH »). Nous sommes également ici à l’extrémité méridionale d’un des bras de la « vallée flamande ». Les dépôts weichseliens y sont épais et ont fait l’objet de trois datations (tab. 2) (Deschodt, 2012). Les données stratigraphiques sont synthétisées sur la figure 17 avec, de bas en haut :

• Unité A : dépôts finement lités, majoritairement, sableux, entrecroisés, avec une part limoneuse localement importante. Les lits limoneux peuvent être très clairs, presque blancs avec une concentration en carbonate (pl. 5, cl. 1). Ils sont accompagnés de quelques marqueurs de froid. Un petit débris végétal a été daté de la fin du Pléniglaciaire (17960 ± 90 BP, Lyon-3910-GrA, tab. 3) ;

• Unité B : proche de A, passages à des rides ;

• Membre C : lamines fines et régulières d’argile et de sable (pl. 5, cl. 2) ; l’unité C semble se déposer dans la continuité de l’unité B ; datations par OSL (21,7 ± 1,9 ka, année de référence 2005) (Oxford) ;

• Unité D : épais de quelques décimètres, l’unité D est constituée d’un limon à petits graviers de craie épars et à structure cryogénique (agrégats lamellaires fins). Le sommet de l’unité est marqué par un retour à des litages argileux très fins et réguliers similaires à ceux de l’unité C ;

• Unité E : base constituée de sable et gravier de craie reposant en discordance sur l’unité D (érosion fluviatile), puis limon et sablon lité avec fins lits argileux comportant des agrégats argileux remaniés (pl. 5, cl. 3) ;

• Unité F : 4 m de de limon sablonneux à discrets litages calcaires et malacofaunes, une ligne de fentes de dessiccation à 3 m de profondeur ; datation par OSL à 23,7 ± 2,0 ka (Oxford, année de référence 2005) ; la partie supérieure (0 à 2,5 m de profondeur) est pédogenisée et ne se distingue pas macroscopiquement de la couverture loessique sur versant.

35Le site de la rue Hegel témoigne d’un remblaiement épais (18 m) au cours du Pléniglaciaire dans l’axe d’une des incisions maximum d’une extrémité amont de la « vallée flamande ». Au moins la moitié du comblement observé directement (9 m) est attribuable à la fin du Pléniglaciaire. L’unité A peut être interprétée comme une migration de dunes hydrauliques dans un chenal.

36Les intervalles de probabilité des datations obtenues peuvent être sensiblement améliorés en utilisant une analyse bayésienne prenant en compte les contraintes stratigraphiques (fig. 18, tab. 4). Sur le terrain, le passage de l’unité A (fonctionnement fluviatile avec dépôt sableux) à l’unité C (fonctionnement fluviatile avec dépôts argileux, avant l’arrivée des dépôts loessiques) semble rapide et en continuité. Confortant cette analyse, le MAP (mode a posteriori) de la probabilité de datation de chaque événement est respectivement aux environs de 21,8 ka cal BP et 21,15 ka cal BP. Le taux de sédimentation moyen entre les dates les plus basses et hautes dans la stratigraphie atteint 2,5 mm/an. En prenant en compte le cas le plus défavorable aux extrémités des régions HPD (highter posterior density) à 70 %, le taux de sédimentation moyen reste proche de 0,9 mm/an (tab. 5).

37La coupe de la rue Hegel est un exemple du passage rapide, voire brutal, d’un environnement fluviatile à un environnement fluvio-éolien puis éolien entre environ 22 et 21 ka cal BP.

38À noter que plus à l’est, à proximité du lit holocène de la Deûle, une composante sableuse est systématiquement reportée dans les sondages géotechniques. Un écoulement a donc pu perdurer latéralement pendant le dépôt de l’unité F (Deschodt, 2012).

39

3.2.8 - Deûle en aval de Lille et plaine de la Lys : une zone active encaissée (bassin versant > 550 km²)

40La vaste (environ 40 x 20 km) plaine de la Lys (fig. 1) résulte du remblaiement pléistocène de deux vallées confluentes incisées sous la cote 0 m NGF dans les formations marines paléocènes (sables au sud et à l’est, et surtout argile). Le caractère rectiligne des bords de la plaine résulte d’un contexte de blocs tectoniques subsidents (Sommé, 1977 ; Colbeaux et al., 1978). Ces deux paléo-vallées (paléo-Lys et paléo-Lawe) sont incisées sous la cote zéro. Elles ne sont plus perceptibles dans la topographie actuelle. La plaine est remblayée jusqu’à la cote 15-18 m. L’épaisseur des formations quaternaires de la plaine de la Lys dépasse dont localement 20 m, avec présence attestée par la palynologie de dépôts fluviatiles éémiens à Erquinghem‑sur‑la‑Lys, sous la cote zéro (Sommé et al., 1996). L’essentiel du remblaiement weichselien est sableux, ou sablo-limoneux. Il présente des pseudomorphes de coin de glace et des cryoturbations (Paepe, 1964 ; Paepe & Vanhoorne, 1967 ; Sommé, 1977 ; Deschodt, 2006) et passe progressivement en partie supérieure, sur les derniers mètres proches de la surface, à un limon.

41Une caractéristique morpho-stratigraphique de la plaine de la Lys et de la Deûle aval est l’encaissement du réseau dans la plaine, sous la forme de versants convexes bien marqués. L’encaissement débute au niveau de Merville pour la Lys (au centre de la plaine) et à la sortie de la ville de Lille (précisément avenue du Peuple Belge) pour la Deûle. Le dénivelé actuel (entre la plaine limoneuse et le comblement tardiglaciaire-holocène des lits majeurs) est de l’ordre de 2 m à Lille et dépasse 5 m le long de la Lys et de ses réseaux affluents. À Houplines (fig. 3, « HA »), un sondage dans le lit majeur d’un petit cours d’eau affluent de la Lys a permis de vérifier que le dénivelé total entre le toit de la plaine limoneuse pléistocène et la base du réseau hydrographique incisé dépassait 7,7 m (Salvador et al., 2005 ; Deschodt, 2014). Ces lits majeurs actuels, bien marqués dans la topographie, peuvent être interprétés comme héritage des bandes actives de la fin du Pléniglaciaire (réoccupés par les écoulements ultérieurs).

3.2.8.1 - Les formations rencontrées dans la bande active : le carottage d’Erquinghem-sur-la-Lys

42Peu d’études ont été faites sur le comblement pléistocène au droit des lits majeurs actuels. Nous disposons principalement de l’observation en carotte d’Erquinghem-sur-la-Lys (Sommé et al., 1996). En effet, positionnée dans le lit majeur de la Lys (fig. 3, « EL »), elle documente non seulement les alluvions éémiennes mais aussi les alluvions weichseliennes qui les surmontent entre environ 0 et 8 m NGF (environ -13 et -5 m de profondeur). À la base, l’unité IV est composée de 6 m de sable et limon-sableux. Au-dessus, environ 1 m (unité III) de sédiment limoneux avec horizons pédologiques est attribué à un interstade du Pléniglaciaire grâce à son contenu palynologique. Deux datations radiocarbones ont été effectuées à la base de cette unité : 24000 ± 600 BP (Ly-2030) et 20640 ± 750 BP (Lyon-2029), soit une probabilité HPD 95 % entre environ 29,1 et 23,9 ka cal BP (courbe IntCal13.14c avec ChronoModel 2.0.13). L’unité II, épaisse de 2 m (base vers 6 m NGF) est constituée d’un sable grossier fluviatile. Elle érode l’unité III et est interprétée par les auteurs comme correspondant à la mise en place du réseau hydrographique actuel. Elle précède la sédimentation holocène, plus fine, qui colmate le fond de vallée sur environ 5 m d’épaisseur. De cette étude isolée, nous pouvons retenir la présence de formations de fluviatiles sableuses grossières attribuables au Pléniglaciaire supérieur dans les actuels lits majeurs encaissés, postérieures à l’intervalle 29,1 et 23,9 ka cal BP.

3.2.8.2 - Les formations litées hors la bande active

43En dehors des zones encaissées qui constituent les lits majeurs tardiglaciaire-holocène, le limon qui scelle superficiellement les plaines est en continuité stratigraphique avec le loess typique de la fin du Pléniglaciaire déposé sur versant. Dans le volume superficiel affecté par la pédogenèse de surface, rien ne distingue macroscopiquement la couverture limoneuse en plaine de la couverture limoneuse sur versant, sauf éventuellement quelques discrets lits sableux (pl. 6, cl. 1). Dans la plaine de la Lys, des lamines fines et régulières issues d’un ruissellement restent bien visible en micromorphologie (pl. 6, cl. 2) (Salvador et al., 2005). Sous la limite de décarbonatation et la pédogenèse qui tend à masquer la structure, un litage est souvent bien marqué, fréquemment soulignés par des concentrations de carbonates dans les lits de sédiment les plus fins. Dans la région de Lille, aux abords du lit encaissé de la Deûle, des travaux de la fin du xix^e siècle ont permis de suivre sur de longue distance cette sédimentation litée limoneuse, voire argileuse, enrichie en carbonates (Ladrière, 1885 ; Hette, 1886 ; Théry in Révillion, 1988). Plus proche du lit encaissé, sur le site des anciens abattoirs de Lille (fig. 3, « LA »), nous avons observé un dépôt cyclique de lits granoclassés (lit de sable passant à un limon de plus en plus fin et calcaire) (pl. 6, cl. 3) (Ignace & Deschodt, 1995). Des discordances sont parfois visibles entre cycles.

4 - Synthèse stratigraphique

4.1 - Une bipartition texturale généralisée : limon « L » sur sable « S »

44Les deux bassins les mieux documentés (Scarpe et surtout Deûle) permettent la construction d’une lithostratigraphie des fonds de vallées hors alluvions du Tardiglaciaire et de l’Holocène (fig. 19, tab. 6). Synthétisée à l’extrême, nous reconnaissons une bipartition fondamentale marquée par une variation verticale de faciès. Une formation sableuse litée (sable, sable et limon) « S » associée à des conditions fluviatiles passe vers le haut à une formation limoneuse loessique « L ». La formation « L » est en continuité stratigraphique avec les formations loessiques de couverture sur versant (loess brabantien). Un sable éolien peut s’y ajouter (cas de la plaine de la Scarpe, « LvariaS ») et correspond alors à un modelé dunaire (lits de sable et de loess). Les deux formations (S et L) ainsi définies couvrent la presque totalité des fonds de vallée de la Deûle et de la plaine de la Scarpe. Le contact avec le substrat est constitué d’une limite érosive nette, précédée par des formations plus grossières ou soulignées par quelques graviers de craie. L’unité S peut s’enrichir d’une fraction grossière (silex, craie) en fonction de la lithologie du bassin, de la proximité du bed-rock, de la distance à la source.

4.2 - Chronologie relative et la formation « F »

45Des dépôts antérieurs à la formation « S » existent, au moins sporadiquement, mais ils peuvent poser un problème de reconnaissance. Ils sont moins bien conservés, plus profonds et peu accessibles. Surtout, et à l’exception des dépôts tourbeux éémiens (Sommé et al., 1996 ; Hérisson, 2016), ils présentent une similitude de faciès (limon et sable lité) qui rend difficile leur distinction par la seule lithologie de l’ensemble S et L. Dans la vallée de la Deûle, à Lambersart et Seclin, des dépôts limoneux lités ont été ainsi attribuées au Début Glaciaire sur base palynologique (Deschodt et al., 2008). D’autres dépôts limoneux ou limono-sableux lités ont été repérés et leur attribution chronologique est incertaine. Ils pourraient éventuellement appartenir au Pléniglaciaire et sont représentés par l’unité « F » sur la figure 19.

4.3 - Datations numériques

46Si l’attribution au Pléniglaciaire supérieur des unités (« S ») et (« F ») est acquise sur la base de la chronologie relative et confirmée par des datations numériques, une attribution chronologique plus précise est délicate. De plus, dans le détail, les limites d’unités lithologiques ne sont pas isochrones. En l’absence d’un nombre suffisant de datations, la chrono-stratigraphie proposée doit donc être considérée comme une ébauche susceptible d’être précisée par de futures recherches. Des écoulements ont pu persister alors que des dépôts loessiques se développaient en fond de vallée, créant des variations importantes de texture et de structure entre dépôts contemporains (exemples figs. 13 & 14).

47Des datations numériques sur les dépôts pléniglaciaires ont été évoquées dans les données. Elles proviennent des sites de Lille « rue Hegel » (LH), de Douvrin – Billy-Berclau (DB) dans la vallée de la Deûle. Dans la plaine de la Scarpe, il s’agit surtout du corpus du gazoduc (GS), de Saint-Amand-les-Eaux « usine Stérilyo ») (figs. 4 & 5, « ST ») et de Saint-Amand-les-Eaux « Mont-des-Bruyères » (SA) (figs. 4 & 5, « SA », figs. 20 & 21, tab. 2). Dans ce dernier cas, les datations portent sur des formations de versant qui donnent indirectement une information chronologique sur l’activité fluviatile en fond de vallée. Le rajeunissement du versant d’une colline sableuse a en effet nécessité des écoulements considérables pour déblayer le produit de l’érosion. Cette phase de morphogenèse est antérieure à 56,85 ± 4,14 ka. Elle peut être rapportée au Pléniglaciaire inférieur ou à la transition Pléniglaciaire inférieur/moyen. L’information est cohérente avec les synthèses indiquant une forte hydrologie au Pléniglaciaire inférieur, plus modérée au Pléniglaciaire moyen, en Picardie, au Royaume-Uni, en Belgique, aux Pays-Bas et en Allemagne du Nord (Van Huissteden & Vandenberghe, 1988 ; Antoine, 1994 ; Mol et al., 2000 ; Van Huissteden & Kasse, 2001 ; Van Huissteden et al., 2001).

48La formation « S » a été datée à plusieurs reprises dans la plaine de la Scarpe, entre environ 28 et 22 ka (datations OSL et radiocarbone). La transition entre « S » et « L » se situe aux environs de 22 à 21 ka à Lille « rue Hegel ». Ces quelques datations sont cohérentes entre elles et avec la position stratigraphique de « S » sous la formation « L », cette dernière corrélée à la couverture loessique de versant.

5 - Synthèse environnementale

5.1 - La formation « S »

49Une activité fluviatile importante, extensive, a affecté l’ensemble du fond de vallée jusqu’aux extrémités amonts des bassins et les versants pendant une première partie du Pléniglaciaire supérieur. Elle se développe en tout point du fond de vallée, et ce même sur des bassins versant très réduit et sur substrat sableux meuble, bien drainant et épais (exemple de Dourges-Ostricourt). Les écoulements suffisants n’ont pu donc être obtenus dans ces conditions qu’avec une infiltration bloqué ou limitée par un sol gelé. De cette forte activité hydrologique résulte le hiatus à la base de la formation « S ». Nous pouvons lui associer également des incisions (ou a minima un déblaiement jusqu’une incision préalable) dans les parties aval des bassins : axe de drainage central de la plaine de la Lys et forte incision dans la craie à partir de Lille pour la Deûle.

50À Lille, Rue Hegel, les sables entrecroisés de l’unité A correspondent au déplacement de petite dunes hydrauliques (Miall, 2013) et témoignent d’une lame d’eau importante. Des écoulements en tresses ont pu se développer quand les apports en éléments grossiers étaient abondants (zones de bed rock crayeux dans la vallée de la Deûle, nappes de graviers de silex dans la vallée de l’Escaut).

51Des apports et reprises éoliennes locales ont vraisemblablement existées au sein de la formation « S ». Dans le cas de la Scarpe, les analyses granulométriques et la confrontation des indices d’hétéromère interquartile et d’asymétrie de Krumbien permettent à Fourrier (Fourrier, 1989, 1992) de considérer les processus éoliens comme déjà prépondérants.

5.2 - Passage de « S » à « L » : un environnement éolien

52La formation essentiellement sableuse « S » passe vers le haut en presque tout point des plaines à une formation limoneuse « L », de texture loessique, ou parfois (en particulier dans la plaine de la Scarpe), à de petites dunes (« L varia »). Le passage vertical de S à L s’effectue de manière progressive. Le faciès intermédiaire peut être interprété soit comme la fin d’une séquence élémentaire scellée par les dépôts éoliens, soit comme une baisse progressive de la dynamique fluviale au profit de la dynamique éolienne. Quoiqu’il en soit, les rares datations disponibles permettent d’attribuer le passage au dépôt éolien aux environs de 22 ka ; ce qui correspond sur versant au début du dépôt du loess de couverture (loess brabantien) (Van den Haute et al., 1998 ; Antoine et al. 2016 ; Haesaerts et al., 2016). La formation « L » est en continuité stratigraphique avec le loess de couverture. La transition latérale entre faciès de versant homogène et faciès de fond de vallée lité s’effectue en quelques mètres. Elle a été observée à Houplin-Ancoisne (HM) dans la vallée de la Deûle (fig. 18), à Avelin et Bouvines dans la vallée de la Marques (figs. 14 & 15), mais aussi à Saint-Saulve dans la vallée de l’Escaut (fig. 1, « SS », et pl. 7, cl. 1) (Oudry, 2007 ; Sellier & Deschodt, 2007 ; Deschodt, 2014).

53L’apport loessique et la faiblesse des écoulements ont entraîné un exhaussement des fonds de vallée. Dans la plus grande partie des bassins versant, les affleurements deviennent majoritairement (voire exclusivement) limoneux. Des litages peuvent être encore présents. Les faciès sont conformes à ceux décrits par Schwan (1986) pour les plaines du nord, y compris dans l’intercalation de loess et le passage à un loess. L’alternance de sable et de limon est expliquée principalement par des variations saisonnières des régimes de vent et par des variations d’humidité (un sol estival plus humide fixant les apports éoliens limoneux). Des remaniements fluviatiles locaux peuvent intervenir localement au sein du dépôt essentiellement éolien. La formation L des plaines basses du nord de la France correspond à la terminaison méridionale des dépôts fluvio-éoliens rencontrés dans les plaines du nord dans un contexte loessique.

5.3 - Persistance des écoulements pendant le dépôt de la formation L

5.3.1 - Les litho-faciès

54Si les processus éoliens deviennent prépondérants à la fin du Pléniglaciaire, l’activité fluviatile ne disparaît pas totalement pendant le dépôt de la formation L. Tandis qu’une couverture de loess typique se dépose sur les versants et progresse en fond de vallée, des écoulements persistent dans les zones les plus basses et dans les axes hydrographiques encore actifs. Ils se traduisent par des faciès fluviatiles et par des indices morphologiques.

55Comme déjà noté par Schwan (1986) pour les plaines du nord, les litho-faciès présentent un continuum entre les dépôts éoliens homogènes, les dépôts éoliens lités, les dépôts éoliens lités avec des reprises fluviatiles locales. Certains des faciès lités réguliers en zones basses, plus ou moins chargés en sable, pourraient d’ailleurs être assimilés à des dépôts d’inondations saisonniers issus du remaniement des apports éoliens. Les faciès notés comme d’origine fluviale sont de petites rides sableuses mais aussi de la présence de lits argileux (ex. : plaine de la Scarpe, Deûle au nord de Lille), des lits limoneux à fort pendage (ex : Douvrin ou Flines‑lez-Râches, station d’épuration) ou de discordances internes traduisant des phénomènes érosifs (ex. : Deûle au nord de Lille). À l’exception des écoulements directement développés sur le bed rock crayeux, les alluvions sont essentiellement composées de limon et de sable. Le fait même indique une absence d’incision verticale et la non-reprise du stock d’alluvions grossières souvent présent à faible profondeur. Au nord de Lille les lits bien marqués et à texture contrastée (pl. 6, cl. 3) (Vallin, 1991 ; Ignace & Deschodt, 1995) observés hors de l’axe d’écoulement principal et à une altitude plus élevée, en plaine, correspondent probablement aux corps sédimentaires lenticulaires décrits par les auteurs anciens lors de grand travaux d’aménagement à la fin du xix^e siècle (Ladrière, 1885 ; Hette, 1886 ; Théry in Révillion, 1988). Il pourrait s’agir de multiples chenaux larges, peu profonds et éphémères développés lors d’inondations de la plaine. Ils ont pu être favorisés par des embâcles ou des aufeis sur l’axe d’écoulement principal (Harden et al., 1977 ; Woo & Heron, 1987 ; Vandenberghe, 2001 ; Vandenberghe & Woo, 2002).

5.3.2 - Les morphologies héritées

56Il est délicat de déduire un style fluvial des litho-faciès décrits. Les observations sont ponctuelles et les dépôts sont rarement observés sur plus de quelques mètres en continu. La perception de la géométrie des éventuels chenaux est limitée. De plus le registre granulométrique restreint des dépôts (principalement limon et sable) peut être commun à de nombreuses positions morphosédimentaires dans la plaine, depuis les remplissages de chenaux jusqu’aux dépôts éoliens.

57Le style fluvial est d’ailleurs influencé par la granulométrie des matériaux. L’absence dans la plupart des sections de vallées d’alluvions grossières pour la fin du Pléniglaciaire tend à contraindre les cours d’eau vers un style chenalisé (Vandenberghe, 2001 ; Church, 20002; Vandenberghe & Woo, 2002 ; Freytet, 2008 ; Miall, 2013). Les pentes longitudinales moyennes dans les plaines sont très faibles (de l’ordre de 0,25‰ pour la Deûle, 0,2‰ pour la plaine de la Scarpe, moins de 0,2‰ dans la plaine de la Lys) et renforcent encore le phénomène (Church 2002 ; Freytet 2008 ; Miall, 2013). Dans un contexte de réduction des débits, et de régime contrasté de type périglaciaire, les bas pays du nord de la France conjuguent tous les paramètres pour que les seuils vers une chenalisation et un style méandriforme soient franchis. C’est ce que semble d’ailleurs indiquer les traces de chenaux à la surface des plaines, perçues en microtopographie. L’acquisition de modèles numériques de terrains semblent indiquer une relative abondance de ces formes, tel celui de Pont-à-Vendin – Meurchin (fig. 3, « PV ») ou un chenal étroit et sinueux, comblé par une faible épaisseur de loess, a été reconnu à la tarière manuelle. Ils n’ont pas été répertoriés systématiquement. Certaines ont été reconnues sur le terrain (Houplin-Ancoisne « Le Marais de Santes », Saint-Amand-les-Eaux « Port Fluvial »), d’autres non (sud de la plaine de la Scarpe, Douai au nord de Frais-Marais). Enfin, certains chenaux colmatés ont été rencontrés sur le terrain mais ne sont plus perceptibles en microtopographie (Waziers). Les chenaux sont larges d’une dizaine de mètres (Waziers, Pont-à-Vendin, Houplin-Ancoisne) à quelques dizaines de mètres (Douai nord de Frais-Marais, Saint-Amand-les-Eaux « Port fluvial », sud de la plaine de la Scarpe) et peu profonds pour ceux reconnus sur le terrain (1 à 3 m). Ils peuvent être légèrement sinueux (Pont-à-Vendin, Douai au nord de Frais-Marais), sinueux (sud de la plaine de la Scarpe) ou méandriformes (Houplin-Ancoisne).

58Les chenaux les plus étroits se situent en amont (à l’exception d’Houplin-Ancoisne) et ont une fin de comblement loessique qui se confond avec le reste de la plaine (Pont-à-Vendin, Houplin-Ancoisne, Waziers). Le loess est alors lité, éventuellement enrichi d’éléments grossiers (lits de sable, graviers de craie). Ces chenaux soumis à un dépôt éolien ne semblent alors bénéficier que d’un écoulement relictuel et tendent à s’estomper jusqu’à parfois disparaître totalement de la topographie de surface (Waziers). La morphologie fluviale perçue est donc peut-être un héritage du passage de la formation S à la formation L.

59Les chenaux plus larges de la plaine de la Scarpe (Saint-Amand-les-Eaux, port fluvial ; sud de la plaine de la Scarpe) restent inscrits dans la topographie et ont vraisemblablement été actifs pendant le dépôt de la formation L. Au sud de la plaine de la Scarpe, le chenal sinueux est accompagné de quelques scroll bars et est inscrit dans une bande plus large et légèrement encaissée (figs. 6 & 7). Il pourrait s’agir de la trace d’un chenal méandriforme transitoire développé en contexte sablo-limoneux (transient river ou ephemeral sand bed meandering river) (Vandenberghe 2001 ; Miall, 2013). De même, à Flines-lez-Râches (FE), des scroll bars constituées d’alluvions limoneuses ont été repérées. À Bouvines sur la vallée de la Marque, la banque active contemporaine des apports de loess semble être composée de multiples chenaux, peu profonds, à remplissage lité de sable et limon (fig. 15). Les chenaux les mieux marqués en topographie ont été réutilisés par les écoulements en climats tempérés). Le cas de Saint-Amand-les-Eaux « Port fluvial » (SP) dans la plaine de la Scarpe présente un cas intermédiaire où un chenal hérité du Pléniglaciaire est en partie utilisé comme lit majeur holocène (Deschodt et al., 2012 ; Deschodt, 2014).

60Encore plus en amont, les lits majeurs tardiglaciaires-holocènes occupent la bande active pléniglaciaire. Le fait est particulièrement net dans les sections aval de la Lys et de la Deûle (Sommé et al., 1996 ; Salvador et al., 2005 ; Deschodt, 2014). Fautes d’observations, nous ne connaissons pas le style fluvial qui a pu y présider. Seul Lille, place de Bettignies, à autoriser une observation directe. À cet endroit un style en tresse a pu se développer à la faveur d’un apport de graviers.

5.4 - Les dépots éoliens sableux

5.4.1 - Dunes constituées de sable et de loess

61Le faciès éolien loessique de la formation L est majoritaire mais non exclusif. De petites dunes ont pu se développer en associant avec le loess (lits pluri-millimétriques ou pluri-centimétriques de loess en alternance avec le sable). Observés d’abord sur le gazoduc Scarpe (fig. 9) et généralisable à une large partie de la plaine (figs. 5A & 8), d’autres exemples de petites dunes basses ont été trouvés depuis : dans le bassin de la Deûle, à Dourges-Ostricourt (fig. 12), dans le bassin de la Marque à Ennevelin « Château de Biscoop » (fig. 3, « EB », pl. 7, cl. 2) et dans le bassin de l’Escaut à Fresnes-sur-Escaut « rue du Rivage » (fig. 1, « FR », pl. 7, cl. 3). Dans les trois derniers cas les dépôts éoliens se situent à proximité immédiate d’un chenal actif. Le modelé dunaire est difficile à détecter en raison d’un dénivelé modeste (maximum de l’ordre de 3 m) et d’un éventuel dépôt loessique final susceptible de masquer la texture sableuse associée à la forme (exemple de Dourges-Ostricourt).

62Les textures sableuses et limoneuses au sein de la dune ne se mélangent pas, indiquant la concomitance de deux processus distincts. La différence de texture exprime peut-être une saisonnalité du régime des vents et des variations d’humidité (Schwan, 1986). À Dourges-Ostricourt (DO), l’amorce de fin lits limoneux dans une dépression interdunaire souligne également l’importance de conditions micro locales pour la « fixation » du loess : humidité, présence de végétation (?), topographie...

63Le corpus de datations est faible et peu solide avec deux datations OSL sur la transect gazoduc (tab. 2 & fig. 23) et indique le développement de ces dunes aux environs de 21-17 ka. Il est cependant cohérent avec le corpus développé sur l’unité S du même transect ou les datations du passage à un environnement éolien dans la Scarpe.

5.4.2 - Rares cas d’épandage de sable reposant sur le loess

64Quelques dépôts de sable sans association avec le loess ont pu être observés en épandage sur du loess et sans que celui-ci ne soit apparemment affecté par une pédogenèse :

• • dans la plaine de confluence Escaut-Haine, à Vicq (fig. 1, « VR » & « VC ») sur environ 1,5 m d’épaisseur (Favier, 2002a,b) ;

  • en bordure de la vallée de l’Escaut, sur quelques décimètres à Saint-Saulve (fig. 1, SS), sur quelques décimètres (Oudry, 2007) ;

  • en bordure de la plaine de la Lys à Halluin (fig. 1, « HR »), jusqu’à 2 m d’épaisseur (fig. 22) (Lantoine, 2013).

65Tous ces dépôts se situent à l’est de cours d’eau d’importance (Escaut et Lys). Ils sont probablement issus du remaniement d’alluvions proches. Ils ne sont pas datés. Contrairement aux dunes décrites plus haut, ils sont dépourvus de loess en leur sein, ce qui tend à indiquer une mise en place après les apports loessiques massifs. En outre, l’absence de pédogenèse sur le loess sous-jacents indiquerait un dépôt antérieur au Bølling, période de décarbonatation et de mise en place de nombreux traits pédogénétiques au sommet du loess pléniglaciaire (Van Vliet et al., 1992).

5.5 – Morpho‑stratigraphie amont‑aval d’une vallée envahie par le loess

5.5.1 - La Deûle en modèle

66Le cumul d’observations en positions variées permet de proposer un schéma de l’évolution d’un bassin versant en zone loessique (principalement inspiré de la vallée de la Deûle). Dans un premier temps, une activité fluviatile extensive affecte l’ensemble du bassin (dépôt des unités litho-stratigraphiques « S gr » et « S »). Ensuite la rétractation de l’activité fluviatile et l’arrivée massive de loess provoque le dépôt de « L » et de ses variantes. Nous distinguons d’amont en aval trois sections (fig. 23) détaillées ci-après.

• • (i) Section amont

67Un ruissellement diffus, probablement issu de la fonte de neige, converge et forme en fond de vallée de petits chenaux peu profonds de quelques mètres ou dizaines de mètres de large. La sédimentation peut être presque exclusivement loessique (Douvrin, DB, bassin versant 25 km²) ou remanier du sable en même temps qu’un loess typique se dépose latéralement (Dourges-Ostricourt, DO, bassin versant 2 km²). La différence de texture entre les deux observations tient probablement au recouvrement plus ou moins important du sable et à l’abondance relative de l’apport de loess. Dans tous les cas, le bilan sédimentaire permet un exhaussement de la plaine.

• • (ii) Section médiane

68Plus en aval, la concentration croissante des eaux crée une bande active d’environ 250 m de large, parcourue de quelques chenaux peu profonds (de l’ordre de 50 m de large pour 1 m de profondeur). La bande active est faiblement encaissée dans une plaine loessique (exemple de Bouvines dans la vallée de la Marque, BG, pour un bassin de 130 km²). Les dépôts y sont constitués de limon et de sable. À l’extérieur de la bande active, les dépôts de plaine sont constitués de limon lité passant latéralement à du loess typique. Le bilan sédimentaire est positif et permet l’exhaussement simultané de la bande active et de la plaine.

• • (iii) Section aval

69Encore plus en aval, un chenal est bien marqué et encaissé par rapport à une plaine. Nous pouvons prendre comme exemple la Deûle à partir de Lille ou la plaine de la Lys (partie 3.2.8). La bande active est large de moins de 100 m à Lille (avenue du Peuple Belge) (Deschodt, 1999) à plus de 300 m dans la plaine de la Lys. Les dépôts y sont sableux et éventuellement graveleux. La bande active jouxte une plaine qui continue de s’exhausser par une accumulation de loess (remaniement fluviatile ou même éventuellement loess typique). À Lille, les conditions sont réalisées pour un bassin versant d’environ 540 km².

5.5.2 - Un héritage morpho-sédimentaire pléniglaciaire prépondérant

70L’activité fluvio-éolienne de la fin du Pléniglaciaire a laissé une couverture continue dans le bas pays. Des dépôts éoliens ou fluvio-éoliens ont créé, dans certains secteurs de fond de vallée, une morphologie de détail confuse avec un mauvais drainage de surface naturel. Ces zones deviennent humides ou marécageuses dans un contexte climatique tempéré. Par contre, la texture (limon sur sable, voire limon sur sable et gravier) tend à favoriser un drainage vertical.

71Dans les zones d’activité fluviatile plus marquée à la fin du Pléniglaciaire, la sédimentation peut prendre l’aspect d’une alternance de lits sableux et de lits de texture fine limoneuse ou argileuse. Dans ce cas, les lits peuvent se comporter comme autant de petites nappes perchées. Le cas a été notamment observé dans la plaine de la Scarpe sur le transect du gazoduc (Deschodt et al., 2012) et à Hasnon (Henton & Deschodt, 2006).

72À l’exception des points les plus bas qui peuvent être affectés par une nappe permanente, l’engorgement est généralement saisonnier et favorise une pédogenèse de type pseudogley. Dans les cas les plus extrêmes de petits lacs se sont développés au cours du Tardiglaciaire : exemple du « Marais de Dourges » dans la vallée de la Deûle (Deschodt et al., 2005) ou du marais de Sin-Le-Noble dans la plaine de la Scarpe (Collette, 2007 ; Maniez, 2007). Dans la plaine de la Scarpe, de nombreuses zones humides sont vraisemblablement des dépressions thermokarstiques (fig. 8). Le dernier état des chenaux du Pléniglaciaire supérieur constitue fréquemment le lit majeur des cours d’eau ultérieurs et contraint le tracé des écoulements du Tardiglaciaire et de l’Holocène. Ils conditionnent les écoulements ultérieurs. L’héritage topographique issu des chenaux et des dépôts éoliens est un facteur essentiel de l’évolution morpho-sédimentaire ultérieure (contrainte du réseau hydrographique, zones humides…) et du peuplement humain (axes de circulation, logique d’implantation…).

6 - Comparaisons

6.1 - Comparaisons avec le reste du bassin de l’Escaut

73Dans le bassin de Mons, les travaux d’Haesaerts (1984, 2004) à Maisières-Canal dans la vallée de la Haine (fig. 1, « MC ») offrent un point de comparaison proche de la confluence Escaut-Haine. Au contact entre le fond de vallée et le versant, les alluvions sableuses sont interpénétrées par deux séries de colluvions provenant du versant. Elles sont pédogenisées et datées respectivement de 30780 ± 400 BP (GrN-5690) et 27965 ± 265 BP (GrN5523). Un dépôt fluviatile à forte composante limoneuse se dépose ensuite en fond de vallée. Il inclut un petit sol humifère. Il est synchrone d’un dépôt de loess en position de versant. La fin de la sédimentation loessique correspond, dans le fond de la vallée, à un dépôt sablo-limoneux à stratification entrecroisée. La colluvion sableuse semble pouvoir être attribuée à la fin du Pléniglaciaire moyen et marque une prédominance, à cet endroit d’un processus de versant. Les formations ultérieures sont fluviatiles et marquées par des apports loessiques (Pléniglaciaire supérieur) avec des dépôts sableux en chenal à la fin de période. Cette stratigraphie est cohérente avec nos observations.

74Dans la vallée de l’Escaut même, en aval de la zone d’étude, à Oudenaarde (fig. 1, « OU »), Vanmaercke-Gottigny (1964) a développé une approche morphostratigraphique du fond de vallée de l’Escaut. Nos conclusions rejoignent les siennes établies dès les années 1960 quant aux faciès, à la litho-stratigraphie, aux processus et à l’héritage morphologique du dernier Glaciaire, avec dans le cas de la section étudiée un hypothétique réseau anastomosé : (i) base érosive, (ii) faciès fluviatile sableux extensif en contexte humide comportant un peu de loess, (iii) passage à un remblaiement loessique en contexte plus sec (avec proposition de corrélation entre Hesbayen et Brabantien), (iv) faciès de limon stratifié avec apparemment un passage progressif au sable de couverture en aval (observations à Zingem), (v) conservation d’un relief à la surface de la plaine présentant « une analogie frappante avec un système fluvial élaboré par une rivière anastomosée » (Vanmaercke-Gottigny, 1964, p. 460), (vi) présence de dunes en position de basse terrasse, (vii) ennoiement des zones basses par les dépôts holocènes.

75Le système proposé dans le cadre d’une petite vallée telle la Deûle semble donc pouvoir être extrapolable à des vallées de rang supérieur en zone loessique, telle la vallée de l’Escaut entre Tournai et Oudenaarde. Dans cette section de vallée, les reliefs hérités ont par la suite joué un rôle important dans l’implantation des occupations humaines du Paléolithique supérieur et du Mésolithique (Sergant et al., 2016).

6.2 - Comparaisons avec les vallées du bassin parisien et de la Moselle

6.2.1 - Les dépôts de texture fine (sable, limon) fond de vallée

76Les alluvions pléniglaciaires des vallées du Bassin parisien et de la Moselle sont essentiellement représentées par des alluvions grossières (fig. 2) déposé dans un contexte d’écoulement en tresses. Des faciès plus fin, sableux et limoneux comparables à ceux du bas pays du nord de la France sont rares dans le Bassin parisien mais existent ponctuellement, toujours au-dessus de la nappe graveleuse. Des lits de limon et sable ont été observés sur 2 à 3 m dans la moyenne vallée de l’Oise (Pastre et al., 2002, 2003). Ils sont interprétés comme dépôt régulier d’une rivière en tresses à la fin du Pléniglaciaire (contemporain ou postérieur au dépôt de loess) et leur présence ou conservation sont supposées être liées à des conditions locales (élargissement de la vallée, apport local de sable). Un faciès proche (litages réguliers centimétriques de limon et sable, avec limon de plus en plus épais vers le haut, observé sur 0,5 à 2 m d’épaisseur) a également été observé dans la vallée de la Moselle dans le bassin de Wintrange (Naton et al., 2009). Il est daté à 17,0 ± 1,4 ka et 20,3 ± 1,5 ka par IRSL. Il est interprété comme dépôt d’inondation. Dans la vallée de la Somme, les formations graveleuses sont parfois surmontées d’un dépôt peu épais de sable et limon lité qui précède une couverture loessique (Antoine, 1997b).

77Les loess envahissent parfois les fonds de vallées, recouvrant les formations grossières pléniglaciaires (et les formations sablo-limoneuses précédemment citées). C’est le cas dans la vallée de la Somme et ses affluents (Antoine, 1997b ; Antoine et al., 2002, 2003) et, plus à l’est, dans la vallée de la Moselle dans le bassin de Wintrange (Naton et al., 2009).

6.2.2 - Chronologie du passage d’un style en tresses à un style chenalisé

78Dans toutes les vallées du Bassin parisien, les écoulements en tresses dominent et le retour à un système chenalisé n’intervient qu’avec l’amélioration du Bølling (Antoine, 1997b ; Antoine et al., 2002, 2003, 2012 ; Pastre et al., 2000, 2002, 2003 ; Morin, 2011). Seule la petite rivière du Boitet dans les marais de Saint-Gond passe précocément, aux environs de 17 ka d’un système en tresses à un système anastomosé où est enregistré la chronozone du Dryas ancien (Depreux et al., 2019). Le système anastomosé perdure d’ailleurs sans grande modification ou avec des réincisions mineures à travers le Tardiglaciaire et l’Holocène.

6.3 - Comparaisons avec les plaines du nord-ouest européen

6.3.1 - Sables de couverture

79Les faciès observés dans les plaines du nord de la France trouvent d’évidentes comparaisons avec les vastes dépôts fluviaux et fluvio-éoliens des plaines du nord-ouest de l’Europe (Kasse, 2002), que ce soit aux Pays-Bas où ils ont été particulièrement étudiés (Vandenberghe, 1985 ; Van Huissteden et al., 1986, 2000 ; Schwan, 1986 ; Van Huissteden & Vandenberghe, 1988 ; Kasse, 1997 ; Van Huissteden & Kasse, 2001 ; Schokker & Koster, 2004 ; Koster, 2005 ; Kasse et al., 2007 ; Busschers et al., 2007 ; Vandenberghe et al., 2013) ou en Allemagne (Mol, 1997 ; Kasse et al., 2003).

80La stratigraphie pléniglaciaire supérieur des plaines de la zone sableuse est composée des « sables de couverture anciens 1 » (Older Coversand 1). Il s’agit de lits de sables et limon issus de dépôts éoliens et remaniés par des écoulements fluviatiles (Vandenberghe & Kasse, 2008). Ils sont datés entre environ 25 et 17-16 ka (Kasse et al., 2003, 2007 ; Vandenberghe et al., 2013).

81Au sommet de l’OC1, un niveau de déflation repère, le Beuningen gravel bed, érode les formations fluvio-éoliennes sous-jacentes. Différentes datations par OSL encadrent le hiatus constitué par le Beuningen gravel bed (Kasse, 1997 ; Bateman & Huissteden, 1999 ; Vandenberghe et al., 2009). Son attribution chronologique est aux environs de 17-16 ka (Vandenberghe et al., 2013).

82Par la suite, à partir d’environ 17-16 ka, un sable purement éolien se dépose en nappe (Older Coversand 2). Son dépôt couvre toute la fin du Pléniglaciaire et se poursuit au début du Tardiglaciaire. La dégradation du pergélisol et l’aridification accrue sont des facteurs prépondérants pour son développement (Kasse, 1997) Ces sables sont issus du bassin de la mer du Nord et fossilisent la topographie préexistante.

83Les processus envisagés dans le cas de l’OC1 du nord de l’Europe et les formations S et L de la zone d’étude sont similaires : dépôts éoliens de sable et de limon remaniés de manière extensive par les eaux dans l’ensemble de la plaine. Le début du dépôt de la formation L (apports loessiques en fond de vallée) intervient aux environs de 22 ka et est contemporaine du début du dépôt du loess de couverture de la fin du Pléniglaciaire (Brabantien). Les formations S et L sont corrélables à l’OC1. Si le corpus de dates en fond de vallée reste trop restreint, la contemporanéité est étayée par la cohérence interne des quelques dates disponibles et surtout par la continuité stratigraphique entre unité L et loess sur versant. L’aridification et la mise en place d’un environnement éolien marqué en fond de vallée interviendrait plutôt dans les fonds de vallée du nord de la France pendant la fin de la mise en place de l’OC1 alors qu’il n’est réalisé que plus tardivement avec la mise en place de l’OC2 dans les plaines du nord de l’Europe à partir d’environ 17 ka. Par contre nous n’avons pas de dates qui éclairent la fin de la mise en place de la couverture loessique dans les fonds de vallées du nord de la France et nous ne savons donc pas si le dépôt de loess perdure pendant celui de l’OC2.

6.3.2 - Evolution des cours d’eau

84Les cours d’eau des plaines du nord-ouest européen répondent au cours du Pléistocène supérieur aux variations du climat et du couvert végétal. À la fin du Pléniglaciaire, la plupart présentent un style en tresses avec une tendance à la diminution des écoulements et à une influence éolienne croissante (Vandenberghe et al., 1987 ; Huisink & Vandenberghe, 1988 ; Mol, 1997 ; Huisink, 2000 ; Mol et al., 2000 ; Kasse et al., 2003).

85L’évolution générale est identique dans les plaines du nord de l’Europe et la zone d’étude (aridification, réduction des écoulements, développement des processus éoliens). Toutefois, le style en tresses semble être dominant dans les plaines du nord et la concentration des eaux en chenal n’est réalisée qu’au Tardiglaciaire.

7 - Discussions

7.1 - Un manque de données chronologiques et environnementales

86Le faible nombre de datations porte préjudice à une étude essentiellement constituée d’une accumulation d’observations litho-stratigraphiques et dans une moindre mesure d’une analyse morphologique. De nouvelles études et datations sont indispensables pour étayer et développer l’étude des formations pléniglaciaire de la fin du Pléniglaciaire weichselien dans les plaines du bas pays du nord de la France.

7.2 - Un style méandriforme au Pléniglaciaire

87Les écoulements en tresses sont largement dominants au Pléniglaciaire supérieur dans la plupart des bassins d’Europe de l’ouest. La métamorphose fluviale rapide depuis un système en tresses vers un système chenalisé, souvent anastomosé, intervient en Europe de l’ouest seulement à la faveur de l’amélioration climatique du Bølling. Elle a été maintes fois décrite et conceptualisée en fonction d’une commande climatique qui induit des effets seuil dans la dynamique fluviale en fonction du débit liquide, de la charge, la couverture végétale (Starkel, 1983, 1991 ; Vandenberghe, 1995, 2002 ; Mol et al., 2000 ; Bogaart et al., 2003, Vandenberghe & Sidorchuk, 2020). Seules quelques rivières françaises semblent présenter des modalités différentes, avec une métamorphose plus précoce antérieure au Bølling, vers 17-18 ka, pour la Dordogne (Bertran et al., 2013) et pour le bassin élémentaire du Boitet dans le Bassin Parisien (Depreux et al., 2019), ou plus graduelle dans le cas du Cher (Vayssière et al., 2019).

88En Europe de l’est, au contraire, des systèmes à vastes méandres ont pu se développer vers environ 19-16 ka à la faveur de pics de crue considérables liés à la conjonction d’une pluviométrie forte et du contraste saisonnier périglaciaire (Vandenberghe & Sidorchuk, 2020). La présence d’un système chenalisé à la fin du Pléniglaciaire en Europe du nord-ouest tel dans les plaines du bas pays du nord de la France en contexte de dépôts éoliens abondants (nappe de loess, petites dunes en fond de vallée) semble donc être une singularité. Nous l’expliquons par des conditions locales extrêmes : charge fine (sable, limon) majoritaire voire exclusive, pentes longitudinales très faibles (de l’ordre de 0,2 m/km), bassins versants restreints.

7.3 - Un ennoiement ultérieur du réseau ?

89Les traces de chenaux recensés ont des évolutions variables. Les larges bandes actives aval sont occupées par les lits majeurs des principaux cours d’eau tardiglaciaires-holocènes (exemple de la Lys). Leur stratigraphie reste méconnue. Les chenaux en amont des bassins peuvent être abandonnés, déconnectés de tout réseau ultérieur. Ils peuvent être aussi partiellement réoccupés. Une partie des modelés fluviaux hérités du Pléniglaciaire ont pu être simplement ennoyés au cours des périodes tempérées. Le cas de la plaine de la Scarpe semble propice à l’étude de la part respective des héritages et des morphogenèses grâce à la diversité des cas rencontrés.

7.4 - Un pléniglaciaire terminal méconnu

90Si l’envahissement loessique des fonds de vallées débute vers 22 ka, nous ne connaissons pas sa durée. Persiste-t-il jusqu’à l’orée du Bølling ? Les trop rares datations semblent indiquer que le phénomène éolien perdure au moins jusqu’à environ 17 ka. À titre d’hypothèse, nous pouvons envisager que la discordance stratigraphique constituée par le Beuningen Gravel Bed, datée d’environ 17 ka, et par la suite le début des apports sableux de l’Older Coversand 2 dans les plaines du nord de l’Europe corresponde à une relative stabilité morphologique en zone loessique : apports sédimentaires et érosion sur versant réduit, stabilité des chenaux ? Les rares épandages de sable observés sur le loess et associé aux plus grandes rivières (Halluin pour la Lys, Vicq pour l’Escaut) pourraient être des reprises éoliennes locales pendant le Pléniglaciaire terminal.

7.5 - Chronologie du thermokarst de la plaine de la Scarpe

91La plaine de la Scarpe voit un développement important de buttes cryogéniques. Elles ont laissé de vastes dépressions sub-circulaires à sa surface. Le processus précis et la chronologie du phénomène est inconnu, mais les interactions entre les modelés thermokarstiques, les traces de chenaux et les dunes indiques un développement contemporain ou ultérieur à l’activité éolienne de la fin du Pléniglaciaire. Le thermokarst de la plaine de la Scarpe est donc probablement propice à des enregistrements sédimentaires et environnementaux pour le Pléniglaciaire terminal et le Tardiglaciaire.

8 - Conclusion

921/ Dans les larges plaines du bas pays du nord de la France, l’extrême largeur des vallées et la parcimonie des alluvions grossières permettent un bilan sédimentaire original. Les premiers dépôts du Pléniglaciaire supérieur conservés en fond de vallée sont constitués d’une formation fluviatile sableuse « S » qui occupe tout le fond de vallée. Vers 22 ka, les conditions environnementales changent, le réseau hydrographique se rétracte, une formation fluvio-éolienne se développe avec une prépondérance éolienne de plus en plus forte (formation « L »). En nombre d’endroits dans les fonds de vallée, la sédimentation est purement loessique et en continuité stratigraphique avec le dépôt de loess typique sur versant.

932/ La transition vers les dépôts éoliens n’est ni synchrone ni complète en toute position dans les fonds de vallées. Des alluvions sablo-limoneuses ou sableuses peuvent persister. La présence de sable permet une déflation locale et la formation de dunes souvent associé à du loess (alternance de lits de sable et de loess). Le phénomène dunaire est particulièrement bien représenté dans la plaine de la Scarpe.

943/ En l’état des recherches, le corpus de date est trop peu développé. Il permet, en première approximation, de proposer un apport éolien entre environ 22 et 17 ka. Le dépôt « S » + « L » serait alors l’équivalent de l’Older Coversand 1 de la zone sableuse septentrionale. Nous n’avons pas d’évidence d’enregistrement pléniglaciaire ultérieure, si ce n’est de rares dépôts sableux locaux, non datés, à proximité des plus grands cours d’eau (Lys et Escaut).

954/ Pendant l’envahissement loessique des fonds de vallées du bas pays du nord de la France, les écoulements sont plus restreints qu’auparavant mais perdurent. Nous distinguons en particulier trois sections d’amont en aval caractérisées respectivement par du ruissellement diffus ou de petits chenaux estompés par le loess, puis une morphologie fluviatile liée à un « transit » sédimentaire dans une étroite bande active, et, plus en aval, une morphologie fluviatile affirmée encaissée dans une plaine en remblaiement par les dépôts fluvio-éoliens.

965/ Les chenaux uniques sinueux ou méandriformes semblent être courants voire dominants pour la fin du Pléniglaciaire, au moins dans la plaine de la Scarpe et dans la partie amont de la plaine de la Deûle. Ils peuvent être inscrits dans la microtopographie quand ils n’ont pas été totalement estompés par les apports éoliens. Dans ces bassins, la granulométrie de la charge, fin à très fin (sable et limon, voire limon), et les pentes faibles (environ 0,2‰) ont mécaniquement contraint ce style. Toutefois, des métamorphoses vers un style à chenaux multiples voire un tressage ont pu se produire à l’occasion de variations de débits ou de la présence d’une charge grossière. Le style fluvial des parties aval est méconnu. Ils se développaient dans une bande active devenue lit majeur des cours d’eau tardiglaciaires-holocènes.

976/ La présence de dépressions thermokarstiques attribuables à la fin du Pléniglaciaire supérieur est repérée dans la plaine de la Scarpe. Leur étude reste à mener.