Ce projet a bénéficié du soutien de l'ANR13-CULT-0001 « Prolongement continentaux de la néolithisation méditerranéenne » ainsi que du projet « Zone atelier Golfe du Lion » PaléoMex-ArchéoMed. Les auteurs remercient également les propriétaires des terrains (Mme Vallejo à Sigean et M. Salit à Canohès) pour leur coopération dans la réalisation des travaux de terrain.
1L'efficacité du vent comme agent d'érosion au cours du Pléistocène et les différentes formes qui en résultent, ont été décrites de longue date autour de la Méditerranée nord occidentale (Cazalis de Fondouce, 1879 ; Marcelin, 1926 ; 1950 ; Gabert, 1950 ; Derruau, 1968 ; Ambert, 1973, 1988, 2013 ; Ambert & Clauzon, 1992 ; David & Carozza, 2013). Les mésoformes représentées par les dépressions fermées ont particulièrement retenu l'attention du fait de leur importance numérique (175 dépressions identifiées en Languedoc-Roussillon, David et Carozza, 2013), de la surface couverte par ces formes (près de 200 km2), de leur empreinte dans le paysage, de l'originalité de ce modelé aussi bien dans les basses plaines littorales (Ambert et Clauzon, 1992) que, ce qui est plus méconnu, dans le piémont de la Montagne Noire (Mouline, 1970 ; Bertrand, 1990) et de l'importance de ces formes dans la géodynamique littorale au cours du Pléistocène supérieur (Ambert, 1994). Ces dépressions sont des systèmes endoréiques qui peuvent être assimilées à des pans (Goudie, 2008, 1991 ; Goudie & Wells, 1995), c'est à dire cuvettes fermées ou semi-fermées temporairement inondées. En fait, ces reliefs sont des formes composites, constituées de plusieurs unités géomorphologiques : 1) une dépression de forme plus ou moins ovoïde et régulière qui forme un bas-fond lacustre ou hydromorphe ; 2) un système de versants plus ou moins raides, couverts ou non par des formations colluviales et 3) souvent, un ou plusieurs bassin-versants généralement de taille réduite (quelques km2) qui forment des échancrures dans les parois de la dépression. Ces bassin-versants contribuent à la fois au bilan hydrologique et sédimentaire de ces dépressions et édifient parfois de petits cônes alluviaux peu épais à leur débouché dans le bas fond. Ainsi, les dépressions stricto sensu doivent être envisagées comme une composante d'un système plus large marqué par une forte variable des facteurs morphologiques d'un individu à l'autre.
2Si l'origine de ces dépressions a été initialement fortement discutée (revue des principales hypothèses in Gottis, 1968 et David et Carozza, 2013), un consensus sur une genèse éolienne en contexte froid et sec durant le Pléistocène moyen et supérieur s'est progressivement imposé (Ambert, 1981, 1988, 1994). L'absence de liaison claire entre formes d'érosion et formes d'accumulation par ailleurs rares en Languedoc central et occidental et totalement absentes en Roussillon, a constitué un obstacle à cette reconnaissance (Ambert, 2013). Par contre, l'association avec des galets éolisés (dreikanters) a été soulignée. Peu de travaux se sont préoccupés des processus de genèse de ces formes et des facteurs qui contrôlent leurs caractéristiques géomorphologiques des dépressions. Les principales discussions ont porté sur le rôle respectif de l'érosion éolienne d'une part et de l'eau, de la neige et de la gravité dans les processus de versant d'autre part. Ainsi, ces dépressions ont été qualifiées de purement éoliennes, de nivéo-éoliennes (c'est à dire faisant intervenir des processus gravitaires liés à la neige) ou encore d'hydro-éoliennes en insistant sur la combinaison de l'action du vent et des eaux de ruissellement de surface. Ces interprétations se basent sur l'analyse des rares coupes dans des formations d'accumulation et la proportion plus ou moins grande d'éléments grossiers qu'elles incluent (Gabert, 1950). Plus récemment, Ambert et Clauzon (1992) ont insisté sur le rôle de l'érosion différentielle éolienne dans le creusement et parfois la mise en inversion de relief des vallées mio-pliocènes mais sans discuter le rôle potentiel d'autres facteurs que la lithologie. C'est également dans cette optique que Calvet (1996) a décrit les dépressions du Roussillon, tout en minimisant leur importance dans l'évolution des paysages.
3Dans ce travail, nous explorons une dimension complémentaire de la genèse de ces formes : les interactions entre processus d'érosion éolien et les facteurs de contrôle à grande échelle notamment le rôle de la fluctuation des aquifères. En particulier nous montrons comment cette interaction permet de rendre compte de la morphologie du fond des dépressions et des observations chronologiques. Ce travail a été mené principalement à partir de deux dépressions localisées dans les Corbières maritimes (Sigean-Sainte-Croix) et en Roussillon (Canohès-La Prade) qui présentent de grandes similitudes, ces deux dépressions appartenant au même type 3 de la typologie proposée par David & Carozza (2013). Des données inédites relatives à la petite dépression de Mas Delfau (fig. 1) sont également utilisées dans la discussion. Ce travail s'appuie sur les résultats d'une première étude sur la dépression de Canohès (Carozza et al., 2016) qui a démontré l'origine principalement éolienne du creusement, intervenu entre le Stade Isotopique Marin (SIM) 6 ou antérieur et le SIM2.
4Les deux dépressions étudiées se localisent en bordure du littoral méditerranéen actuel (fig. 1). La dépression de Canohès occupe une position au centre de la plaine du Roussillon, sur l'interfluve entre la Têt au Nord et le Réart au Sud. L'altitude de son fond est voisine de 55 m NGF. Le bassin sédimentaire du Roussillon, limité au Nord par la faille de Prades et au sud par la faille des Albères couvre une superficie de 875 km2. Les terrains qui y affleurent datent principalement du Pliocène et du Pléistocène, à l'exception de la frange littorale où ils sont recouverts par d'épaisses séries marines et continentales holocènes (Carozza et al., 2005 ; Duvail, 2009). Les formations pléistocènes correspondent à des terrasses étagées sur un dénivelé de près de 210 m (Carozza & Delcaillau, 1999 ; Calvet, 1996) et aux formations colluviales qui en dérivent (Donzeau et al., 2010). Pour l'essentiel, ces formations ont une origine alluviale et sont sablo-conglomératiques pour les formations pliocènes et conglomératiques pour les formations pléistocènes. Seules les formations holocènes présentent un caractère plus sablo-limoneux. Ces formations présentent le trait commun d'être faiblement consolidées, à l'exception des niveaux carbonatés intercalés dans les terrains pliocènes localement appelés « tufs ». Dans l'ensemble, ces formations sont fortement sensibles à l'érosion hydrique mais aussi à la déflation éolienne.
5La dépression de Canohès est inscrite en dessous du plan alluvial principal « rissien » (Fw) dont l'altitude est de 64 m NGF au niveau de la dépression. Elle lui est donc postérieure. La dépression de Canohès présente une forme ovoïde (L=1,28 km ; l=1,05 km) et son axe d'élongation s'étire suivant une orientation SW-NE (tab. 1, fig. 2a). Le fond de la dépression, d'une surface de 0,9 km2 est occupé par une zone humide remarquable protégée. Toutefois, la dépression au sens large est plus vaste et occupe une surface deux fois plus importante en y incluant les versants. Cette zone endoréique reçoit les eaux d'un petit bassin-versant de 3,8 km2 situé sur son flanc ouest, l'Agulla del Correc, qui contribue largement au bilan hydrologique et de matière de la dépression, comme l'atteste la présence d'un cône alluvial au débouché de celui-ci et de deux petits ravins au nord-ouest. Cette dépression a été rendue exoréique par des travaux entrepris dès le XIVe siècle ap. J.-C. par le creusement d'un tunnel de près de 500 m de long qui évacue les eaux vers le canal de Perpignan (Puig, 2007).
6La dépression de Sigean-Sainte-Croix est localisée dans la partie méridionale du bassin Oligo-Miocène de Narbonne (fig. 1). Au sud du massif de la Clape, celui-ci prend une orientation NW-SE et est limité par des failles en grande partie exhumées du remplissage sédimentaire (faille de Portel). Les terrains qui affleurent sont principalement des calcaires, localement gréso-conglométariques pour les terrains oligo-aquitaniens et des molasses calcaires parfois gréseuses pour le Miocène. Ces formations sont recouvertes dans la partie orientale par les formations pléistocènes (terrasses) et holocènes (lagunes). La partie sud du bassin est isolée par l'évidement de la vallée de la Berre. Celle-ci s'inscrit 150 m en contrebas des collines Miocènes et a édifié au cours de son incision une terrasse alluviale principale (Fw) vers 30 m NGF. Ce niveau est localement dédoublé (Fw1 et Fw2). La dépression de Sigean-Sainte-Croix s'inscrit clairement en dessous du niveau alluvial Fw et lui est donc postérieure. Les données du BRGM indiquent que le talweg de la Berre correspondant au maximum d'incision du cours d'eau forme aujourd'hui une vallée morte au nord de Sigean, qui est atteint vers -18 m NGF. La Berre actuelle s'écoule vers les lagunes par un tracé orienté vers le Nord d'origine anthropique (Ambert, 1994).
7Tout comme la dépression de Canohès, la dépression de Sainte-Croix présente une forme ovoïde (L=1,3 km ; l=1,0 km) et s'étire suivant une direction SW-NE. La dépression stricto sensu (la zone humide) couvre une surface de 0,95 km2 (tab. 1, fig. 2b). L'altitude du fond de la dépression est de +6 m NGF et son encaissement en contrebas de la terrasse Fw est donc d'une quinzaine de mètres. Au sud, la dépression s'ouvre et reçoit les eaux des ruisseaux de Palfrot et deMarras. Tout comme la dépression de Canohès, la dépression de Sigean-La Prade a été rendue artificiellement exoréique par des travaux menés vers 1664 (Abbé, 2006) et le creusement d'une galerie souterraine de près de 500 m pour rejoindre l'ancien cours de la Berre.
8Malgré des différences significatives de contexte géologique et géomorphologique, les deux dépressions de Canohès-La Prade et de Sigean-Sainte-Croix, distantes de près de 45 km, présentent donc des caractéristiques morphométriques et une organisation topographique proches (tab. 1), ce qui justifie une étude comparée de ces deux unités.
Fig. 1 : Localisation des dépressions de Sigean-Sainte-Croix et de Canohès-La Prade.
Tab. 1 : Principales caractéristiques géomorphométrique des deux dépressions.
Fig. 2 : Contextes topographique et géologique des deux dépressions
(A) Dépression de Canohès. Topographie d’après le RGE-IGN (5 m). Géologie d’après Carozza (2004). 1 - Pliocène continental ; 2 - Terrasse Fu ; 3 - Terrasse Fv ; 4 - Terrasse Fy ; 5 - Colluvions et alluvions holocènes ; 6 - Remplissage lacustre tardiglaciaire et holocène. (B) Dépression de Sigean. Topographie d’après le RGE-IGN (5 m). Géologie : Sigean modifié d’après Lespinasse (1982). 1 - Oligocène ; 2 - Miocène; 3 - Terrasse Fy ; 4 – Basse plaine holocène ; 5 - Colluvions et alluvions holocènes ; 6 - Remplissage lacustre tardiglaciaire et holocène.
9Les deux dépressions ont fait l'objet de plusieurs travaux de terrain entre 2011 et 2015. Tout d'abord, plusieurs sections de résistivité électrique (ERT) ont été réalisées afin d'étudier l'organisation du remplissage du fond des dépressions et des bordures. L'objectif de ces mesures était principalement de contraindre la géométrie et l'épaisseur des formations sédimentaires et de mieux caractériser à petite échelle leur contact avec le substratum. Ce dernier élément est capital pour confirmer l'origine éolienne des dépressions et exclure le rôle de processus d'effondrement et de soutirage karstique ou halo-karstique. L'efficacité de cette méthode pour identifier ce type de processus est aujourd'hui reconnue (Carbonel et al., 2014 ; Gutierrez et al., 2013). Dans le cas des deux dépressions, les profils principaux ont été implantés au centre où l'épaisseur des formations sédimentaires est supposée maximale. La longueur des sections est comprise entre 123 et 200 m soit entre 1/3 et 1/4 du grand axe des dépressions. L'espacement entre les électrodes varie suivant les sections entre 1,5 et 3 m, ce qui permet d'observer le contact substratum-remplissage et d'imager la partie supérieure du substratum. Les sections ont été orientées perpendiculairement à l'axe du vent dominant, la Tramontane de secteur NW, afin le cas échéant, d'identifier des zones de surcreusement d'origine éolienne. Dans le cas de la dépression de Canohès, l'existence d'un replat sur la bordure orientale a fait l'objet de travaux spécifiques visant à déterminer sa nature et origine (Carozza et al., 2016). Les données ont été post-traitées à l'aide du logiciel Res2Dinv (Loke, 2011) afin d'obtenir des pseudo-sections.
10En complément et afin de valider les données d'épaisseur des formations par ERT, un ou plusieurs carottages ont été réalisés dans chacune des dépressions à l'aide d'un carottier vibro-percuteur type Cobra TT. Les carottes ont été prélevées en tube PVC de 5 cm de diamètre et ouvertes en laboratoire en vue de leur étude. L'étude du remplissage sédimentaire n'étant pas au cœur de ce travail, seules les données lithologiques macroscopiques, les radiographies SCOPIX®, la susceptibilité magnétique mesurée tous les centimètres à l'aide d'un capteur Bartington ME5 et les données chrono-stratigraphiques seront utilisées pour caractériser les unités stratigraphiques et proposer des corrélations. L'objectif de ces carottages est ici : 1) de valider les observations réalisées sur les profils ERT sur l'épaisseur du remplissage ; 2) d'observer directement le contact substratum-remplissage et de le caractériser et 3) de permettre de dater le début de l'aggradation sédimentaire au fond de la dépression.
11La chronologie du remplissage est basée sur des datations 14C. Au total, 32 datations 14C ont été réalisées, 19 pour la séquence de Canohès et 13 pour celle de Sigean. Les datations ont été réalisées sur sédiment organique à l'exception de la datation CAN-525 qui a été réalisées sur macro-reste végétal terrestre (tab. 2 & 3). Les datations ont été calibrées en utilisant le logiciel OxCal 4.2 (Bronk Ramsey et al., 2010). Le modèle âge-profondeur et les âges estimés sont basés sur l'interpolation linéaire inter-date à partir des taux moyens de sédimentation. L'utilisation d'un modèle bayésien n'améliore pas significativement le modèle chronologique. La chronologie de référence pour le Tardiglaciaire est celle proposée par INTIMATE (Rasmussen et al., 2014).
Tab. 2 : Datations radiocarbone de la séquence de Canohès.
Tab. 3 : Datations radiocarbone de la séquence de Sigean.
12Le transect ERT-CAN a été acquis avec un espacement des électrodes de 3 m (fig. 2, 3a). Il est composé de deux sous-sections (1 et 2) en raison de la présence d'un canal de drainage. Sa longueur totale est de 250 m. Après inversion, la tomographie permet d'imager les propriétés électriques sur une épaisseur de 20 m, ce qui est suffisant pour avoir une image du contact remplissage-substratum. Dans l'ensemble, les valeurs de résistivité électrique observées sont très basses, inférieures à 10 Ω.m, avec des valeurs moyennes comprises entre 2,5 et 3,5 Ω.m. Des mesures aussi faibles sont rares en milieu continental, y compris pour des niveaux d'argile pure et seule la présence d'eau interstitielle salée permet de rendre compte de telles valeurs. En l'absence de contact possible entre l'aquifère marin et la nappe perchée de la dépression dont le fond est à + 55 m NGF, l'origine de ce sel est un élément qui doit être pris en compte dans le modèle d'évolution de la dépression.
13La section montre une organisation en deux unités majeures, particulièrement bien visibles sur ERT-CAN1. L'unité inférieure (UE1) présente les valeurs de résistivité les plus élevées, comprises entre 8,5 et 33 Ωm. Les valeurs extrêmes s'observent au sud de ERT-CAN1. Sur la section ERT-CAN2, l'UE1 est caractérisée par une plus grande hétérogénéité des valeurs observées et un compartimentage plus marqué, qui traduisent une plus grande variabilité de la nature et/ou de la porosité du matériau. L'unité supérieure (UE2) est plus homogène. Les valeurs de résistivité électrique de cette unité sont comprises entre moins de 1 Ω.m et 8 Ω.m et la valeur moyenne est de l'ordre de 3 Ω.m. Les zones de résistivité plus forte observées en surface correspondent à des chemins où à des canaux de drainage. Les valeurs minimales s'observent à la base de l'UE1, notamment dans les zones légèrement surcreusées. Cette unité montre un contraste net avec l'UE1, notamment sur la section ERT-CAN1. Le caractère très horizontal de ce contact vers -6 m est un élément remarquable. Un approfondissement de cette surface vers -10 m peut toutefois être observé sur la seconde partie de la section ERT-CAN2.
14L'UE1 est interprétée comme correspondant au substratum pliocène continental sablo-limoneux et l'UE2 comme le remplissage détritique de la dépression. Cette interprétation est confirmée par les données de carottages.
Fig. 3 : Profils ERT des dépressions.
15Le carottage CAN1 a atteint le substratum pliocène sableux à une profondeur de 7,57 m (fig. 4). La stratigraphie du remplissage oppose la base de la séquence dominée par les sables fins à moyens jusque vers 5,80 m et le sommet dominé par les limons et les argiles. Les sables de base ont été interprétés comme des formations détritiques torrentielles, mises en place par les émissaires de la dépression et par décantation dans une faible tranche d'eau, comme l'indique les données granulométriques et sédimentaires (Carozza et al., 2016). Cette interprétation est confirmée par l'analyse exoscopique de la fraction sableuse > 250 µm, qui montre une quasi absence d'émoussé éolien et permet d'exclure une mise en place par le vent. Les limons supérieurs ont eux principalement une origine lacustre comme l'atteste les données granulométriques (Carozza et al., 2016) et la présence de gyrogonites de charophytes et de restes d'ostracodes (Cyprideis sp.). Ces éléments attestent de l'existence d'un plan d'eau d'épaisseur modérée à faible, temporairement asséché comme l'indiquent les premières données palynologiques (Danu, en cours). L'évolution observée dans cette séquence enregistre le passage d'un système dominé par l'érosion à un système continental puis lacustre, qui traduit la modification du bilan hydrologique de la dépression dans le temps.
Fig. 4 : Stratigraphie simplifiée du remplissage de la dépression de Canohès.
Log simplifié de la séquence CAN-1 et Image de la transition aux rayons X (SCOPIX).
16Les données chrono-stratigraphiques issues de 19 dates 14C (tab. 2) permettent de caler dans le temps le passage entre dynamique d'érosion et d'accumulation (fig. 4). L'âge de l'arrêt de l'érosion représenté par la base de l'US2 se situerait vers 16,2 cal ka BP, soit au cours du Dryas ancien (Greenland Stadial 2.1a de la chronologie INTIMATE, Rasmussen et al., 2014). Le sommet de cette même unité sableuse détritique (US2) est daté directement à 11,8 cal ka BP. Il faut toutefois observer l'existence d'un bref épisode lacustre intercalé dans le niveau sableux entre 681 et 639 cm (US2b). Celui-ci est bien caractérisé par la présence de tests d'ostracodes et de gyrogonites de charophytes. Ce premier épisode lacustre a été attribué à l'intervalle de réchauffement du Bölling - Greenland Interstadial GI-1e (ca. 14,6 cal ka BP ; Carozza et al., 2016). Son sommet a été daté ici à 15-14,1 cal ka BP. Après 5,50 m, la séquence est dominée par la sédimentation lacustre et seuls les derniers 1,65 m montrent un retour à un détritisme et un assèchement plus marqué. Sur la base du modèle âge-profondeur, cette transition est estimée ca. 3800 cal a. BP. Elle interviendrait au cours du Néolithique final ou de l'extrême début de l'Age du Bronze ancien. L'assèchement artificiel de la dépression au XIVe siècle ap. J.-C. et l'augmentation des fluctuations de la nappe qui en résulte d'une part, mais aussi les mises en culture à partir de cette date d'autre part, ont conduit à un effacement des structures sédimentaires et à la dégradation de la matière organique sur les derniers 0,55 m et ne permettent donc pas de documenter l'évolution au cours du dernier millénaire.
17Le profil ERT-SIG de Sigean - Sainte-Croix, d'une longueur de 125 m, a été réalisé avec un espacement des électrodes de 2 m (fig. 3b). Après inversion, la tomographie permet de visualiser le sous-sol jusqu’à une profondeur de 10 m. Ceci reste suffisant pour obtenir une image du contact remplissage-substratum et caractériser les propriétés électriques de ces deux entités. Les valeurs de résistivité sont comprises entre 0,2 et 10 Ω.m, ce qui est très faible.
18La section montre une organisation en 3 unités. A la base, l'UE1 correspond à un ensemble relativement homogène compris entre -10 m et -5,5 m. Les valeurs de résistivité électriques sont comprises entre 1,2 et 10 Ω.m, à l'exception d'un niveau très basal, localisé au centre de la section, et qui présente une valeur plus faible (0,2 Ωm). Cette unité est recouverte par l'UE2 qui est également très homogène. Les valeurs de résistivité enregistrées pour cette unité sont particulièrement faibles et sont comprises entre 0,2 et 0,7 Ω.m. L'UE3 correspond à un horizon de sub-surface compris entre 0,9 et 0 m, marqué par une augmentation sensible de la résistivité électrique qui atteint 3 Ω.m.
19Le contact entre l'UE1 et l'UE2 est franc et relativement plan. On observe toutefois la présence de zones légèrement surcreusées à -80, -20 et +12 m qui ne dépassent pas -0,70 m par rapport à la profondeur moyenne du contact UE1-UE2. Il est notable que ces anomalies se trouvent toutes au niveau des zones de plus forte résistivité de l'UE1 en profondeur. Elles pourraient ainsi être corrélées avec des variations lithologiques de cet ensemble.
20L'UE1 est interprétée comme une unité relativement homogène correspondant au substratum Miocène (calcaires argilo-sableux) dans lequel est excavée la dépression. L'anomalie localisée au centre de la coupe pourrait correspondre à une zone de plus forte porosité. L'UE2 et UE3 correspondent au remplissage lacustre et détritique de la dépression. Le contraste de propriété entre UE2 et EU3 est interprété comme une conséquence de la variation de la teneur en eau des deux unités. En effet, la section a été acquise au cœur de l'été en condition de sécheresse marquée qui affecte fortement la surface. Par ailleurs, les très faibles valeurs de résistivité de l'UE2 s'expliquent par la forte teneur en sel de l'eau de la nappe. Cette interprétation est confirmée par les données de carottage d’une part et par les analyses de l’eau d’imprégnation.
21Deux carottages ont été réalisés dans la dépression de Sigean-Sainte-Croix au voisinage des sections ERT. Seule la première (SIG1) a fait l'objet de travaux d'analyses et de datations et est présentée ici (fig. 5). Le carottage SIG 1 a atteint le substratum à une profondeur de 5,70 m, alors que la carotte SIG2 l'a atteint à 5,90 m. Ces deux carottages confirment la grande homogénéité de l'épaisseur du remplissage sédimentaire de la dépression, l'écart entre les deux carottages étant inférieur à 3 %. Le substratum est représenté par un marno-calcaire beige clair très altéré qui renferme des néoformations gypseuses centimétriques (US1). Il apparaît comme fortement poreux sur les radiographies (fig. 5). Le contact avec le remplissage sédimentaire est net et souligné par l'accumulation de matériaux grossiers opaques aux rayons X. On n'observe pas de déformations qui pourraient attester de l'action du gel, mais les premiers centimètres de cette unité sédimentaire sont fortement bioturbés. Le reste de la séquence (US2 à US5) présente un caractère plus ou moins lité et se caractérise par une alternance entre des niveaux fins limoneux et carbonatés et des niveaux détritiques sableux à dominante sicliceuse surtout visibles entre 4,98 et 0,65 m. La présence tout au long de la séquence de tests d'ostracodes (principalement Cyprideis sp.) et de gyrogonites de charophytes atteste d'un dépôt en milieu lacustre. Le sommet de la séquence (US5) est une formation principalement limono-sableuse sans structure nette. Les fréquents épisodes de dessiccation ainsi que le travail du sol sont probablement la cause de cette absence de structures sédimentaires.
Fig. 5 : Stratigraphie simplifiée du remplissage de la dépression de Sigean.
22La chronologie des séquences étudiées repose sur 13 dates 14C réalisées sur la carotte de Sigean 1 (tab. 3). Sur ces 14 datations, deux présentent des anomalies. La datation SIGEAN-354 apparaît vieillie d'environ 1000 ans. Elle pourrait correspondre à un niveau ayant remanié de la matière organique « ancienne ». La datation du niveau SIGEAN-551 apparaît quant à elle rajeunie. Ce rajeunissement est probablement lié à la quantité extrême faible de matière organique présente dans ces niveaux et qui en rendent la datation radiocarbone difficile. Ces deux datations ont donc été rejetées pour la construction du modèle âge-profondeur. Sur la base des 12 dates 14C restantes, il est possible de proposer un âge pour l'arrêt de l'érosion éolienne et le début de l'accumulation dans la dépression. Celui-ci se produirait avant 15.2 cal ka BP, l'âge du niveau grossier inférieur demeurant très incertain (fin du Dryas ancien, Greenland Stadial 2?). La base de la séquence entre 574 et 498 cm est constituée d'une accumulation de matériaux fins d'origine lacustre (US2) comme l'atteste la présence d'ostracodes et de restes de characées, puis de matériaux plus fortement détritiques (US3). Le sommet de l'US3 daté à 11,2 cal ka BP marque l'entrée dans l'Holocène. L'US3 pourrait correspondre au Dryas récent (GS-1). Les unités US4 et US5 ont été subdivisées en fonction des faciès (présence de niveaux d'assèchement et de bioturbation, par exemple l'US4d) ou de la plus ou moins grande fréquence des intercalations sableuses (US4a et c ; US5a).
23La chronologie du façonnement des dépressions éoliennes dans le sud-ouest de la France a été discutée récemment à partir des données de la dépression de Canohès (Carozza et al., 2016). Ce travail a proposé que, dans le cas des grandes dépressions du Roussillon, la transition entre un état dominé par l'érosion éolienne et un état dominé par l'accumulation continentale se produisait ca. 16,8 cal ka BP, alors que des conditions lacustres ne s'établissaient de manière définitive qu'à partir de 11,2-11,5 cal ka BP. Le remplissage Tardiglaciaire de la dépression de Canohès montre par ailleurs l'existence d'une première phase lacustre (US2b) dont l'âge est estimé entre ca. 15 et 13,7 cal ka BP et pourrait correspondre au Bölling / GI-1e. La chronologie obtenue sur la séquence SIG1 de Sigean diffère sensiblement. Sur la base des datations disponibles, le début de l'accumulation est estimé vers 15,2 cal ka BP, soit près de 1600 ans après Canohès (fig. 6). Ce n'est donc qu'au début du Bölling que des conditions humides semblent s'installer à Sigean. Cette différence dans la chronologie des deux séquences peut recevoir plusieurs explications. Tout d'abord, il ne peut être exclu que ce décalage résulte de l'incertitude des datations sur les niveaux du Tardiglaciaire ; il ne s’agirait donc que d’un artefact. Il est également possible d'envisager l'existence une phase d'érosion qui aurait remanié les niveaux plus anciens à Sigean, peut-être en raison de leur granulométrie plus fine qu'à Canohès. L'hypothèse privilégiée dans ce travail est toutefois que ce décalage résulte de la réponse différenciée des aquifères locaux aux modifications du bilan hydrologique (cf. infra). Ces éléments permettent de discuter des conditions d'efficacité de l'érosion éolienne au cours du Pléniglaciaire supérieur et du Tardiglaciaire, tant d'un point de vue des processus que de la chronologie et des formes résultantes.
24David & Carozza (2013) ont montré la grande diversité morphologique des dépressions fermées. Cette diversité peut être mise partiellement en relation avec la diversité lithologique des substratums concernés (Ambert, 1994 ; Carozza et al., 2016) mais peut également résulter des conditions de façonnement de la dépression, principalement des interactions entre processus de surface et de subsurface.
25Un des traits majeurs de la morphologie des dépressions fermées de Canohès-La Prade et de Sigean-Sainte-Croix est le caractère plan de leur fond qui a été mis en évidence par les profils ERT. Ce trait se retrouve sur les méga-dépressions qui résultent de la coalescence de plusieurs cuvettes comme dans le cas de la dépression de Marseillette dans le couloir de l'Aude (Ambert, 1994), qui dépasse 20 km2, et dont la planéité et l'homogénéité sont des caractères marquants. Il est en fait une caractéristique générale des « grandes » dépressions. Ce trait permet d'écarter une contribution majeure des processus de soutirage dans le façonnement de ces dépressions qui peut avoir joué à la marge dans le cas de la dépression de Sigean mais semble totalement exclu pour la dépression de Canohès. Comme cela a été montré en Espagne (Guttierez et al., 2013), la planéité du fond est un trait diagnostic qui appuie fortement l'hypothèse d'une origine éolienne. Par ailleurs, la genèse de ces surfaces est un élément clé de la compréhension des conditions de formation des dépressions fermées et de leur diversité.
26Les travaux sur les systèmes éoliens d'accumulation actuels et anciens ont montré le rôle essentiel des interactions entre déflation éolienne et niveau des aquifères dans la genèse des troncatures éoliennes ou surfaces de Stroke (Stroke, 1960 ; Freyberger et al., 1988). A l'échelle régionale, le niveau de la nappe ou de la frange capillaire, joue le rôle de niveau de base pour de nombreux processus (Kafri et Yechieli, 2010). C'est notamment le cas pour l'érosion éolienne où la présence d'eau en augmentant la cohésion des matériaux limite l'efficacité de la déflation. Kocurek & Havholm (1993) ont proposé d'opposer les systèmes éoliens dits « secs » où la nappe est trop profonde pour influencer les processus d'érosion et d'accumulation d'une part et les systèmes dits « humides » dans lesquels la nappe ou la frange capillaire est sub-affleurante d'autre part. Dans ce dernier cas, la relation entre position de la nappe et topographie contrôle le potentiel de préservation des formations éoliennes et la géométrie des surfaces entre les séquences qui peuvent se développer horizontalement sur de vastes zones à l'échelle régionale. Ce modèle a été envisagé pour les formes éoliennes d'accumulation, mais est également pertinent pour rendre compte de l'existence d'un niveau de base local qui contrôle l'efficacité de l'érosion éolienne (fig. 7).
27Dans le cas des dépressions de Canohès et de Sigean, le caractère plan du contact entre le substratum et le remplissage Tardiglaciaire correspond à la surface d'équilibre entre position de la nappe et potentiel d'érosion (fig. 8). La frange capillaire étant sub-affleurante, l'eau interstitielle augmente la cohésion des matériaux et limite l'érosion éolienne qui se cale sur la géométrie du sommet de la nappe. Lorsque les termes du bilan hydrologique de la dépression sont modifiés, l'augmentation du niveau de l'aquifère se traduit par la transformation de la dépression en lac peu profond et à la fossilisation de la surface de déflation sous les accumulations fluvio-lacustres (fig. 8). Le contact entre le substratum et le remplissage renferme parfois des éléments éolisés comme cela est attesté dans la dépression de Mas Delfau. Ce fonctionnement correspond aux systèmes « humides » de Kocurek et Havholm (1993). Au contraire le rabattement du niveau de l'aquifère se traduit par une nouvelle augmentation de l'érosion éolienne potentielle et le retour à des conditions de type système « sec ».
28Toutefois, l'existence de ce trait morphologique n'est pas général, certaines dépressions présentant un profil nettement concave comme cela a pu être mis en évidence pour la dépression de Mas Delfau près de Perpignan (fig. 8a ; Carozza & Llubes, en préparation). Dans ce dernier cas, la morphologie du fond n’a pas été pas influencée par la nappe lors des phases froides soit que celle-ci ait été trop profonde, soit que l'efficacité de l'érosion n'ait pas été suffisante pour l'atteindre. Ce fonctionnement correspond aux systèmes dits « sec » au sens de Kocurek et Havholm (1993).
29Cette opposition entre systèmes secs et humides influe sur la morphologie des dépressions qui peuvent être classées en deux grandes catégories (fig. 8) : 1) les dépressions en forme de bol (bowl-shaped depressions) qui correspondent à des systèmes « secs » où la nappe n'intervient pas comme facteur limitant. Le caractère plus ou moins raide des versants bordiers est lui dépendant de la lithologie, les roches dures donnant des systèmes de pentes raides et les roches tendres des versants plus doux. Les processus de versant (colluvionnement sensu lato) peuvent également jouer un rôle dans l'aspect des bordures de ces dépressions. La dépression de Mas Delfau au sud de Perpignan, mais également les formes de petite taille du sud du Roussillon appartiennent à cette catégorie ; 2) les dépressions à fond plat (flat depressions) qui correspondent à des systèmes « humides » où la nappe est affleurante ou sub-affleurante et limite l'approfondissement par l'érosion éolienne. Dans ce cas, l'érosion n'est efficace que durant les périodes d'abaissement de la nappe (saisonnier, cycle pluri-annuel d'assèchement, cycles glaciaire-interglaciaire) et limitée aux terrains situés au-dessus de la frange capillaire. Elle tend donc à lisser la surface et à générer des contacts substratum-sediment plans et francs, tels que ceux observés dans les carottes de Canohès et de Sigean. Les grandes dépressions du centre du Roussillon, de la vallée de l'Aude ou de l'Hérault appartiennent à cette catégorie.
30L'asynchronie observée entre les deux dépressions de Sigean et de Canohès concernant l'arrêt de l'érosion éolienne pourrait également être interprétée comme une conséquence de la réponse différenciée de la nappe aux conditions géomorphologiques stationnelles et de la différence de porosité des matériaux entre les deux dépressions. En effet, à Sigean où le substratum est marno-calcaire et fortement fracturé, la porosité favorise la circulation souterraine des eaux météoriques et, donc, une réponse lente de l'aquifère de surface aux variations de précipitation. Cette faible réactivité a également pu être accrue par le rabattement de la nappe régionale induite par le creusement de la vallée incisée de la Berre lors du bas niveau Pléniglaciaire. A Canohès, la porosité plus faible des matériaux ainsi qu'une circulation souterraine limitée ont pu au contraire favoriser une forte réactivité de l'aquifère à la variabilité du bilan hydrologique dès le Dryas ancien (GS-2), probablement en raison d'une augmentation de l'humidité dès cette période.
31L'étude des dépressions fermées est donc susceptible de fournir des informations concernant la position de l'aquifère lors des phases froides d'une part et sur les modifications du bilan hydrologique des dépressions au cours du Pléistocène terminal et surtout du Tardiglaciaire et de l'Holocène d'autre part. Les informations concernant les variations de l'humidité sont rares à l'échelle régionale et concernent surtout les zones d'altitude à partir des informations tirées des lacs (Guiter et al., 2005), des tourbières (de Beaulieu et al., 1994 ; Reille & Andrieu, 1995 ; Jalut & Turu i Michels, 2008) ou des bilans glaciaires (Delmas, 2005). Les données des deux dépressions de Canohès-La Prade et de Sigean-Sainte-Croix suggèrent une première phase d'augmentation de l'humidité vers 16,2 cal ka BP. Celle-ci se serait traduite par l'arrêt de l'érosion éolienne à Canohès et un début d'accumulation de matériaux d'origine continentale (cônes alluviaux et/ou apports de versant). Une première phase lacustre attribuée au Bölling (GI-1e) est attestée dans les deux dépressions. Elle traduit une modification du bilan hydrologique qui devient positif. Le Dryas moyen marque un retour à des conditions de détritisme continental et un assèchement de la dépression qui pourrait avoir perduré durant l'Alleröd. Le Dryas récent apparaît quant à lui, en accord avec les données régionales, comme une phase froide et sèche. Il se traduit par un retour à des conditions continentales. Le retour à des conditions de bilan hydrologique positif s'opère entre 11,2 et 11,6 cal ka BP. Là aussi, le décalage est mis en relation avec les caractéristiques de chacune des dépressions et la réponse différenciée des aquifères.
Fig. 6 : Modèle d’âge et mise en parallèle des séquences de CAN-1 et SIG-1.
32Les dépressions fermées constituent un trait original des paysages autour du golfe du Lion, du piémont de la Montagne Noire et l'est du bas delta du Rhône. Dans ce travail, à partir de l'exemple de deux dépressions, nous avons proposé en recourant à différentes méthodes d'affiner la compréhension des mécanismes de formation, de la chronologie, de l’évolution et de la typologie de ces formes. D’ores et déjà, plusieurs résultats significatifs peuvent être dégagés de ces travaux : 1) Les dépressions fermées sont des formes façonnées principalement par l'action éolienne au cours du Pléistocène moyen à supérieur (SIM 6 ou plus ancien à SIM 2) ; 2) L'arrêt de l'action éolienne peut être datée à Canohès comme à Sigean entre 16,2 et 15,2 cal ka BP. Les décalages montrent le rôle des facteurs géomorphologiques stationnels dans l'évolution du bilan hydrologique local et de son influence sur la position de l'aquifère ; 3) L'efficacité de l'érosion éolienne est non seulement modulée par la lithologie et sa plus ou moins grande sensibilité à l'érosion mais aussi par la profondeur de la nappe qui joue le rôle de niveau de base local. Ainsi, la profondeur de la nappe contrôle la géométrie du plancher des dépressions et permet d'opposer les dépressions à fond plat correspondant à des systèmes humides où la nappe est le facteur déterminant de la morphologie du fond et les dépressions en bol correspondant à des systèmes secs où l'érosion n'est limitée que par l'efficacité du transport éolien et 4) Les volumes sédimentaires exportés ne peuvent pas directement être mis en relation avec l'intensité et ou l'efficacité de l'érosion éolienne et sont modulés par les paramètres géomorphologiques. Leur interprétation en terme paléoclimatologique doit donc tenir compte de ce paramètre. Par contre, les dépressions éoliennes constituent des pièges sédimentaires uniques pour la reconstitution de l'évolution climatique au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène à basse altitude autour du Golfe du Lion.
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