Ils s’adressent en priorité à tous les collègues qui ont participé aux travaux du G.D.R. 1058 du CNRS (Travertins et dépressions fermées de piedmont, P. Ambert - 1993-1998) et de l’A.T.P. Aude dirigée par Jean Guilaine. Nous sommes en outre très redevables dans la réalisation de cette note à notre collègue Jacques-Elie Brochier et à notre ami Claude Requirand qui a assuré avec sa minutie coutumière, la réalisation D.A.O. des illustrations. Nous n’aurons garde d’oublier Martine Ambert et les relecteurs de cette note pour les remarques souvent opportunes qu’ils ont bien voulu faire à la première version de ce manuscrit.
1Le Midi méditerranéen français est le domaine des vents de secteur nord (Mistral, Cers ou Tramontane) et de secteur sud à sud-est (Marin, Autan). Alternativement, ils balaient les plaines du Roussillon, du Languedoc et de la Basse Provence occidentale (fig. 1), lesquelles, géologiquement, à de rares exceptions près, sont des piémonts détritiques néogènes et pléistocènes. L’érosion éolienne affecte préférentiellement les termes fins (molasses et sables néogènes), mais aussi les grès (en particulier éocènes ou crétacés), les quartzites et les quartz qu’elle modèle en dreikanters identifiés par Cazalis de Fontdouce dès Olivier2017-04-18T09:28:00O1880. La découverte des sables et des loess est plus récente (Marcelin, 1950), alors que les dépressions fermées des molasses d'Istres sont rapportées à l'érosion éolienne en Olivier2017-04-18T09:28:00O1966 par P. Gabert. Ses travaux, plus particulièrement fondés sur la coupe des Deux Pins, ont révélé l’importance des apports éoliens (ici d’une trentaine de mètres d’épaisseur) et fourni le premier document paléontologique permettant d’attribuer leur base au stade isotopique marin 4. Enfin, il souligna le rôle conjoint de la neige et du verglas dans ces tempêtes de sables pour expliquer, en particulier, le transport d’éléments centimétriques, exogènes, au sein des séquences dunaires.
2Nos premières recherches, dirigées par P. Gabert, furent consacrées à l’étude des versants de l’étang de Berre, éventrés alors par de très nombreuses carrières ouvertes dans les formations pléistocènes (Ambert, 1973b). Elles s’attachèrent à préciser, avec le prélèvement et l’analyse de nombreux échantillons, l’origine et la stratigraphie des apports éoliens, comme celle de leur relation avec les dépressions fermées de la région d’Istres. La comparaison des paramètres sédimentaires et morphoscopiques, comme la caractérisation des minéraux lourds des principales formations éoliennes du sud de l’étang de Berre et de l’encaissant miocène des dépressions d’Istres en ont été le premier support. Elle permet d’établir leur interdépendance par rapport au mistral. Le recours aux datations paléontologiques et archéologiques fut complété par des datations 14C de dépôts de versants intercalés entre les deux phases éoliennes majeures, confirmées par les relations géomorphologiques et chronologiques entre la Crau de Miramas et les dépressions d’Istres.
3Depuis nous avons étudié les formes et dépôts éoliens du Languedoc (Ambert, 1994) et plus particulièrement celles des dépressions fermées de la basse vallée de l’Aude entre Carcassonne et la mer (Ambert, 2001). Enfin, les dépressions situées à l’ouest d’Avignon (Ambert, 1997), particulièrement l’étang de Pujaut (fig. 1), lequel a bénéficié de nombreux forages, ont complété l’aire d’étude. Néanmoins, nous retiendrons dans cet hommage à Jean-Pierre Lautridou les phénomènes d’érosion et d’accumulation éolienne de l’étang de Berre pour leur caractère d’exemplarité.
Fig. 1 : Formes et formations éoliennes du Languedoc et de la Provence occidentale.
1/ principales directions de vent ; 2/ dépressions éoliennes fermées ; 3/ dreikanters ; 4/ dépôts éoliens ; 5/ modifications fluviales.
4Les régions du Bas-Rhône comme celle de l’étang de Berre enregistrent la fréquence et la puissance maximale du mistral (245 km/h au sommet du Ventoux, le 2/12/56) dont l’orientation est sensiblement méridienne. L’alternance des petits massifs calcaires (entre Roquemaure et le chaînon de la Nerthe), d’axes ouest/est (donc perpendiculaires au vent), et d’alvéoles plus ou moins grandes en roches tendres propose un terrain d’expression privilégié au rôle morphologique du vent. A grande échelle, cette alternance de paysages favorise les actions et les dépôts de la morphogenèse éolienne suivant les processus établis par le physicien italien Venturi.
5L’étang de Berre, encadré par les chaînons de la Fare au nord et de la Nerthe, propose un bon modèle de ce fonctionnement. En période périglaciaire, le mistral se charge en sables dans les dépressions (ici sans doute les terrains miocènes de la région de Salon), et au pied du versant nord de la Fare, il subit un très fort ralentissement qui permet le dépôt de dunes sableuses plus ou moins puissantes (cf. 4.2 & fig. 2-1 à 2-19) entremêlées de neige et de verglas (Gabert, 1966).
6Au sud de l’obstacle, le mistral connaît de nouvelles turbulences qui permettent le dépôt d’un reliquat de la charge de sables et de neige. Celle-ci, en position d’adret, détermine la multiplication des alternances gel-dégel et favorise le creusement des niches de nivation qui couronnent les corniches comme l’alimentation des éboulis lités à matrice sableuse en piémont sud du chaînon. Alors, le mistral délesté de l’essentiel de sa charge retrouve un potentiel érosif d’autant plus fort, que, comme ici, dans le secteur nord de l’étang de Berre, il reçoit le concours des flux éoliens qui, à partir de la terminaison occidentale du chaînon, sont réfractés vers l’est. Les tourbillons érosifs, que cette double composante peut générer dans des sédiments sensibles à ce type d’érosion, permettent le développement de grandes dépressions fermées dont on ne peut exclure la cuvette ovalaire du nord de l’étang de Berre. Celle-ci est creusée dans les marnes bégudiennes (Leenhardt & Roux, 1967) lesquelles sont sensibles à l’érosion éolienne comme le démontrent les dépressions fermées de Citis et du Pourra, au sud d’Istres. S’il en est bien ainsi, le creusement de cette dépression fermée, antérieure à la transgression eutyrrhénienne (Bonifay, 1962 ; Ambert, 1973c ; Provansal et al., 1995), pourrait relever du stade isotopique marin 6. Cette hypothèse trouve son fondement dans le Narbonnais (fig. 1) où la coalescence de nombreuses dépressions éoliennes a permis à la transgression eutyrrhénienne d’envahir le domaine continental, de près de 20 km, jusqu’à la rive nord de l’étang de Capestang (Ambert, 1981).
7Enfin, à l’ouest de l’étang de Berre, dans les calcarénites puis les marnes miocènes du secteur Grans-Istres, le mistral, débarrassé de toute entrave structurale, retrouve sa direction sensiblement méridienne. Dans les premières, ce flux éolien déclenche une corrasion éolienne linéaire, directement responsable du creusement des couloirs parallèles. Dans les marnes, le mistral, d’autant plus efficace qu’il s’est rechargé en sables, permet le développement des classiques dépressions fermées, dont le grand axe est étroitement contrôlé par la direction du vent. C’est le produit essentiellement sableux de cette érosion de la région d’Istres qui alimente, au sud, les dépôts éoliens plaqués contre le versant nord de la Nerthe (Ambert, 1973b).
Fig. 2 : Morphologie du substratum de l’étang de Berre et de ses deux cuvettes endoréiques X et B, et principales formations pléistocènes de ses bordures.
Liste des sites principaux : 1/ Sénéguier ; 2/ Les Deux Pins ; 3/ Nautubière ; 4/ Vautubière 1 ; 5/ Vautubière 2 ; 6/ Marijo ; 7/ Le Canet ; 8/ Le Baou ; 9/ Les Fortunés ; 10/ Gipière ;11/ Les Pielettes ;12/ Le Pas de la Foué ; 13/ Le Régoni ; 14/ La Mède ; 15/ Saint Lazare ; 16/ Ponteau ; 17/ Carry-le-Rouet ; 18/ Cap Ragnon ; 19/ Calissanne; 20-Fontaine Marie Rose ; 21/ Canebières ; 22/ Petit Pommier est.
8Sur les rives de l’étang de Berre les galets éolisés sont représentés par des milliers de menus galets centimétriques d’origine durancienne. Ces polyèdres de 3 à 4 cm de côté portent un poli éolien intense sur toutes leurs faces. Une petite partie d’entre eux est disséminée sur les points hauts du paysage (particulièrement le chaînon de la Nerthe et les collines d’Istres) mais surtout ils composent la quasi-totalité de la fraction détritique des éboulis du versant nord de la Nerthe (Gipière, Les Piélettes, Pas de la Foué ; fig. 2-10 & 2-12). P. Gabert (1966) a proposé d’attribuer leur façonnement à un va et vient, sur des névés gelés, déclenché par les sautes du mistral. De nombreux éclats de gel, intégrés dans les éboulis à matrice sableuse portent, comme les calcaires durs (carrière du Régoni (fig. 2-13), des cupules en éventail et des stries éoliennes. Le seul outil paléolithique trouvé dans ces dépôts ne fait pas exception.
9Si des fentes de gel et des figures de cryoturbation sont présentes assez fréquemment dans les éboulis lités à matrice sableuse, elles sont loin d’atteindre le développement des polygones de cryoturbation décamétriques, à remplissage éolien, des Costières du Gard et du Bas-Rhône (Bouteyre & Alleman, 1964).
10Les dépressions fermées, en roche tendre, sont les plus représentatives et les plus vastes des macro-formes éoliennes, celles qui ont induit le maximum de perturbations dans l'organisation des paysages (fig. 3). Leur forme est généralement arrondie dans les terrains les plus tendres où elles peuvent s’établir sans autre contrainte que le vent. Par contre, elles s’ovalisent ou deviennent linéaires, là où il subit, où au contraire met à profit, une résistance lithologique ou structurale. La région d’Istres met en évidence cette dualité. Les terrains miocènes, où se développent les plus belles formes, étaient classiquement subdivisés (Colomb et al., 1969) entre des marnes plus ou moins sableuses ou carbonatées surmontées par des calcarénites. Les travaux récents de stratigraphie séquentielle (Besson, 2005 ; Parizé et al., 2007) soulignent la variété des faciès comme la complexité paléogéographique d’une séquence couvrant désormais de l’Aquitanien au sud au Tortonien (qui correspond aux calcarénites), au nord. D’un point de vue strictement géomorphologique, les variations sédimentaires méridionales (sablo-limoneuses à marno-calcaires) n’ont que peu d’incidence sur l’efficacité de l’érosion éolienne. En effet, quelque soit le substrat (y compris le Bégudien marneux), elles se développent et sont fidèlement orientées suivant la direction du Mistral (320-340°N). Aussi par simplification nous conserverons ici les dénominations anciennes. Dans les « calcarénites » résistantes entre Grans et le nord de l’étang de l’Olivier se développent les couloirs linéaires, dans les marnes, les dépressions fermées. La direction (320-340°N) du grand axe des dépressions et celle des couloirs linéaires est en accord avec la direction actuelle du Mistral, ressortant de ses indicateurs actuels à Salon (piste d’atterrissage, rose des vents).
11La morphologie des grandes formes de la vallée du Rhône, souvent de direction identique comme à Pujaut (Ambert, 1997), suggère que le Mistral en période périglaciaire, du fait de la diminution de la distance entre le front des glaciers alpins et la Méditerranée, pouvait atteindre la puissance des vents catabatiques (Tricart & Cailleux, 1967).
Fig. 3 : Dépressions et couloirs éoliens de la région d’Istres.
12Dans ce secteur nord, le revers des calcarénites miocènes présente un faible pendage vers le nord (10°). Ces terrains relativement résistants forment, plutôt qu’un obstacle au mistral, orienté à Salon à 340°N, un glacis régulier. Pendant les phases périglaciaires, les vents de sables décuplent l’action de la corrasion, permettant dans ce faciès la réalisation des couloirs linéaires (fig. 3). S’ils présentent deux versants méridiens raides, parallèles à l’axe du vent, seule leur corniche, développée dans les calcarénites, est vraiment abrupte. Leur fond, atteignant les marnes bleues sous-jacentes, est défoncé par une succession d’étroites cuvettes sur-creusées au nord-est, lesquelles prennent de l’ampleur en direction de l’ouest. Ces dernières présentent parfois une dissymétrie nord-sud attribuée à la surcharge neigeuse, déposée à l’abri du mistral. Cette morphologie a été retenue en exemple des couloirs nivéo-éoliens en roche résistante (Ambert, 1974).
13L’hypothèse fluviatile a été évoquée pour rendre compte des couloirs linéaires (Gouvernet, 1959). Elle suppose l’existence préalable de cours d’eau étroitement parallèles qui se seraient écoulés en contrepente de la structure qui les accueille aujourd’hui. La séquence miocène, basculée vers le nord (Parizé et al., 2007) n’enregistre pas de fractures qui pourraient faire intervenir l’action de la néotectonique dans l’orientation des couloirs.
14Ces reliefs linéaires sont présents dans plusieurs régions françaises. Citons les modestes répliques des régions de Carcassonne et de Revel (Mouline, 1970), du sud de l’étang de Pujaut (Ambert, 1997) et celles de plus grande ampleur de la région du Mans (Mary, 1964). Ils sont connus en Pologne où Bartowscky (1972) décrit l’association des pays de loess et de reliefs linéaires. Soulignons enfin, qu’aussi longs qu’ils puissent paraître, ces couloirs linéaires parallèles, contrôlés par la direction du vent, sont les très modestes répliques des couloirs kilométriques parallèles qui affectent les massifs siliceux sahariens (Mainguet, 1972).
15Elles sont généralement creusées dans les terrains sablonneux, des marnes, des grès, et des faciès bioclastiques qui nécessitent, comme pour les formes précédentes, une dissolution et une fragmentation par le gel, préalable à leur prise en charge par le vent (fig. 3).
16Au sud des couloirs dont le grand axe conserve la direction linéaire, les dépressions s’agrandissent progressivement dans les marnes miocènes jusqu’à atteindre la taille des cuvettes majeures de la région d’Istres (L’Olivier, L’Engrenier, Lavalduc..). Là, dans les molasses, puis les argilites bégudiennes, l’érosion éolienne a pu développer des dépressions fermées classiques dans tout le Midi de la France (fig. 1). Elles sont plutôt ovoïdes (L’Olivier, 220 hectares) dans le Miocène, plus rondes (Le Pourra) dans le Bégudien. Plusieurs d’entre elles (L’Engrenier, Lavalduc) sont dominées à l’ouest par la Crau de Miramas. A Istres, les alluvions de la Crau surplombent, d’une trentaine de mètres, la bordure ouest de l’étang de L’Olivier. Ce contact est d’autant plus spectaculaire que l’alluvion durancienne intègre dans un poudingue de gros galets de plusieurs mètres cubes arrachés au substrat miocène. Compte-tenu de cette torrentialité, l’antériorité du creusement des dépressions sur le dépôt de la Crau n’est pas concevable. Ce dernier aurait enseveli cette dépression. Aussi, quelles que soient les divergences concernant l’âge de la Crau de Miramas (Riss récent ou Würm ancien, cf. Bonifay, 1962), son âge wurmien est vraisemblable, compatible avec l’érosion éolienne de la dernière période glaciaire. Comme leur morphologie exclut le recours à l’érosion normale, leur indépendance par rapport à un niveau de base général est assurée. Les cotes négatives (Delebecque, 1896), variables, de leur substrat (étang de L’Olivier -10 m NGF, Lavalduc -14,7 m NGF, Le Pourra -6 m NGF) ne valident pas la subsidence et sont également incompatibles avec le soutirage d’un karst enfoui sous plus de 100 mètres de marnes miocènes ou bégudiennes (Parize et al., 2007). Ces faciès imperméables permettent l’implantation d’un plan d'eau plus ou moins permanent. Celui-ci déclenche l’érosion des berges et facilite la coalescence de dépressions voisines, comme celles de L’Engrenier et de Lavalduc (fig. 3).
17L’étang de l’Estomac dont le substratum est à la cote -3 m NGF, ouvert au sud, a été envahi par la transgression flandrienne. D’autres exemples, aux cotes également négatives, ont été étudiés en Narbonnais (Ambert, 1981 ; Ambert & Clauzon, 1992). Dans les deux cas, l’altitude à laquelle la mer transgresse le substrat miocène est en conformité avec celles fournies par plusieurs courbes eustatiques (Ambert, 2007). Ici encore, il convient de minimiser l’ampleur de la subsidence.
18Les dépôts éoliens sont localisés préférentiellement sur les versants nord des chaînons de la Fare et de la Nerthe qui encadrent l’étang de Berre. Néanmoins, alors que le versant nord de la Fare présente un versant peu disséqué (à l’exception du couloir de la Vautubière), celui de la Nerthe est affecté par de nombreux thalwegs torrentiels. Aussi l’héritage périglaciaire n’est-il conservé que dans les interfluves.
19Elles étaient situées, sur plus d’un kilomètre de long (fig. 2-2 à 2.5), sous le tracé de l’autoroute A7 qui emprunte le paléo-tracé de l’Arc (vallon de Vautubière : Ambert, 1973a,b). La coupe, relevée au point le plus élevé de l’autoroute A7, puissante d’une trentaine de mètres, présentait de bas en haut, les niveaux suivants (fig. 4A) : un niveau alluvial (à galets bien roulés, pétrographie de l’Arc), un dépôt éolien sableux épais d’une quinzaine de mètres, des colluvions lithochromes (1 à 2 m) qui ravinent localement le précédent, puis un second dépôt de sables éoliens sensiblement de même épaisseur que le premier. Enfin des colluvions calcaires perturbées par l’implantation de l’autoroute. Les deux ensembles éoliens, dans un secteur où les niches de nivation abondent, se chargent ponctuellement d’éclats de gel qui deviennent prépondérants dans les coupes proches des versants (fig. 4B). Le niveau lithochrome, (fig. 4A-10 à 4A-13) est également présent dans les coupes de l’axe de la paléo-vallée comme dans celles des versants, où il se dédouble (fig. 4B-10 & 4B-13). Il assure l’homogénéité des dépôts entre l’axe et les versants de la paléo-vallée. La présence de charbons dans les niveaux rouges de la coupe B nous a permis d’obtenir deux datations : l’une, dans la couche 10 (Ly- 769) 31 900 + 1 900 – 1 500 BP (Ambert et al., 1974), l’autre dans la couche 13 (Ly- 1002) 30 100 + 3 400 – 2 600 BP. Ces couches rouges forment un niveau repère précieux (stade isotopique marin 3) qui permet de séparer les deux phases éoliennes majeures (cf. 4.2). Il s’agit d’un marqueur digne de confiance, présent en Durance et aux Deux Pins (fig. 2-2) où il recouvrait la phase éolienne inférieure épaisse d’une trentaine de mètres. Cette imputation est validée par la découverte, à la base des sables, de fragments osseux et de trois dents d’équidé (Equus caballus germanicus Nehring) qui permettent d’attribuer cette formation éolienne au début du Würm (Gabert, 1966). En sommet de coupe (fig. 4B-3), le niveau rouge est surmonté par 7 à 8 mètres de sables éoliens, puis par des cônes d’éboulis à matrice sableuse, à récurrences éoliennes, qui forment un piémont quasi-constant sur l’ensemble du versant nord de la Fare. L’homogénéité de ces stratigraphies et de ces datations confirme la dualité des phases éoliennes comme leur attribution aux stades isotopiques marins 4 et 2.
20Elles ont d’autant plus retenu notre attention que leur localisation au vent des dépressions fermées du secteur d’Istres, en fait, en première hypothèse, les dépôts corrélatifs du creusement des secondes. La stratigraphie des dépôts est identique à celle observée à la Fare. Les deux phases éoliennes principales sont bien représentées. Comme aux Deux Pins, des récurrences d’apports éoliens s’inter-stratifient dans les éboulis lités à matrice sableuse, sous-jacents aux importants cônes de grèzes sableuses de la Mède (fig. 2-14).
21L'identité des composantes pétrographiques et sédimentaires des cuvettes de la rive occidentale de l'étang de Berre (Pays d'Istres) et de ces dépôts éoliens confirme leur corrélation (Ambert, 1973b) :
22- les terrains miocènes de la rive occidentale de l'étang de Berre sont composés quasi-exclusivement de sables fins (la médiane varie entre 90 et 200 µm). La morphoscopie montre une prépondérance de quartz non usés sur les émoussés luisants. Les minéraux lourds possèdent le spectre alpin : grenat, épidote, chlorite, apatite et staurotide. Le Bégudien de l'étang du Pourra, sous-jacent au Miocène, présente au contraire le spectre caractéristique des Maures (tourmaline, zircon, rutile) ;
23- les formations dunaires inférieures, de couleur jaune, montrent, outre leur classement remarquable, la même prépondérance de sables fins (médianes variant entre 84 et 170 µm). Les quartz sont toujours bien représentés, les non-usés et émoussés luisants dominent, mais la plupart sont picotés, rarement mats, et cela même dans les fractions les plus grossières. Tout indique un transport éolien relativement court. Les minéraux lourds, alpins, correspondent à ceux du Miocène. Néanmoins, tout particulièrement à la Gipière (fig. 2-10), le cortège des Maures est présent dans la formation éolienne supérieure, de couleur ocre, sans doute héritée de celle du Bégudien.
24Contrairement aux coupes de la Fare, celles de la Nerthe n’ont pas fourni de documents chronostratigraphiques, notamment par l’absence de charbons dans les niveaux rouges. Un outil du Paléolithique supérieur a été découvert dans la formation éolienne supérieure de la coupe du Régoni (fig. 2-13).
25Cette chronologie a été confirmée par la datation du niveau rouge séparant les deux grands niveaux de loess de la Durance dans la coupe de Jouques (Bonifay, 1962). La première date obtenue (Ly : 1587) 26 550 + 5 000 -3 000 BP (Ambert, 1980) a été confirmée : 24 600 ± 500 BP (Magnin, 1992). L’étude de ce dernier, fondée sur les associations malacologiques de ces niveaux, démontre une très forte amplitude des températures. Celle de l’horizon rouge, considéré comme un optimum, est évaluée à 10°C. Par rapport à celui-ci, celle du loess inférieur (fin du stade isotopique marin 4) n’enregistre qu’une baisse de 3°C, alors que dans le loess supérieur (stade isotopique marin 2), la température chute de 7°C. Le niveau rouge correspond au maximum thermique (stade isotopique marin 3), les loess du stade isotopique marin 2, au maximum de froid würmien.
26C’est en référence aux datations obtenues dans les dépôts éoliens des versants nord du massif de la Fare, et à l’identité des composantes pétrographiques de ces dépôts et de ceux du Miocène d’Istres, que nous proposons une chronostratigraphie des dépôts éoliens et par corrélation la datation du creusement des cuvettes endoréiques de la bordure ouest de l’étang de Berre. Les deux phases éoliennes majeures conservées sur les bordures de l’étang de Berre doivent être attribuées, à ce titre, à deux phases périglaciaires du Würm :
27- la première, très vraisemblablement postérieure à la transgression eutyrrhénienne, a livré à la base de la coupe des Deux-Pins (fig. 2-2) des ossements et dents des fragments osseux et trois dents d’un équidé (Equus caballus germanicus Nehring). Elle est attribuable au stade isotopique marin 4. Les coupes de Sénéguier et de Vautubière (fig. 2-1 & 2-4), voisines de la précédente, présentent sous leurs importants épandages dunaires (entre 15 et 30 m d’épaisseur) des alluvions, non altérées, du paléo-cours de l’Arc (Ambert, 1973a) qui conflue avec la Crau de Miramas (fig. 2-20 à 2-22). Le creusement des dépressions fermées d’Istres, postérieur à la Crau, valident la contemporanéité des sables éoliens inférieurs de la coupe de Vautubière et du creusement nivéo-éolien de ces dépressions ;
28- la seconde, n’a fait l’objet d’aucune datation, mais les colluvions rouges riches en charbons qui s’intercalent entre elle et la précédente, ont fourni deux datations voisines : couche 10, (Ly-769) 31 900 + 1 900 - 1 500 BP., couche 13 (Ly-1002) 30 100 + 3 400 – 2 600 BP. Ces dates, confirmées en basse Durance, positionnent ces couches dans le stade isotopique marin 3. De ce fait, il est pertinent d’attribuer au stade isotopique 2 les dépôts de cette seconde phase éolienne comme les termes supérieurs (grèzes, éboulis lités à matrice sableuse, récurrences éoliennes) de la dernière période périglaciaire.
29Cette considérable érosion éolienne est certes liée à la puissance et à la constance du mistral, mais elle bénéficie de la structure géologique de la basse vallée du Rhône où se succèdent, alvéoles en terrains tendres, lieu préférentiel de la charge éolienne, et des petits massifs est-ouest, qui jouent un rôle essentiel dans le piégeage de celle-ci. Lieux de dépôt massif de sables dunaires mêlés de neige au nord, leur dépôt résiduel, à l’adret, détermine par la fréquence gel/dégel la genèse de niches de nivation et en contrebas le développement de cônes d’éboulis sableux à matrice sableuse. Enfin, les cols et les ensellements qui les morcellent sont le siège d’une accélération maximale du vent et de sa charge sableuse et, par voie de fait, celui d’une violente corrasion éolienne illustrée dans la région d’Istres par les menus galets éolisés, les couloirs linéaires et les dépressions fermées.
Flux RSS
