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Microformes d’accumulation et d’ablation sur les surfaces désertiques du Sahara

Accumulation and erosion microforms on desert rock surfaces of Sahara
François Soleilhavoup
p. 173-186

Résumés

Les paysages désertiques et leur évolution sont souvent bien décrits par les géomorphologues. Plus rarement, les travaux portent sur les processus élémentaires qui engendrent des microformes d’accumulation ou d’ablation : dépôts fluviatiles, concrétionnements, patines, vernis, vermiculures, cailloux à facettes, etc. On décrit ici les principales formes en analysant les catégories de processus. Certains ont déjà été interprétés, d’autres restent encore à comprendre.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 10 mai 2010, accepté le 5 février 2011

Texte intégral

C’est Fernand Verger et Fernand Joly, il y a une quarantaine d’années, qui m’ont orienté vers l’étude des processus géomorphologiques élémentaires en zone aride. Les regrettés professeurs André de Cayeux (i.e., Cailleux) et Théodore Monod ont suivi pas à pas mes travaux dans la zone saharienne et dans d’autres régions du monde. Le regretté professeur André Journaux, alors Directeur du Centre de Géomorphologie du CNRS à Caen, m’a ouvert avec une grande sympathie les portes de son établissement où Jean-Pierre Coutard, Ingénieur de Recherche au Centre m’a beaucoup aidé. Une très ancienne amitié avec Jean-Pierre Adolphe, responsable du Laboratoire de Géomicrobiologie à l’université Pierre et Marie Curie (Paris 6), et de nombreux travaux en commun m’ont permis de pénétrer dans le domaine passionnant de la biominéralisation et de la protection des pierres. Que ces grands anciens et ceux qui continuent d’œuvrer aux progrès de la recherche trouvent ici l’expression de mes remerciements. Des remerciements aussi aux relecteurs de cet article, qui ont permis sa mise en conformité avec les normes de la revue Géomorphologie : relief, processus, environnement, et à Monique Fort [université Paris-Diderot (Paris 7)] pour la traduction des légendes en anglais.

Introduction

1Lorsqu’on marche à pieds, le seul moyen efficace de connaître le désert, on rencontre souvent des cailloux ou des petits blocs, modestes par la taille mais remarquables par l’étrangeté de leurs formes et par la diversité de leurs couleurs : cailloux de regs, de versants, de pédiments et de glacis, galets d’oueds, etc. Généralement, dans la littérature se rapportant à la géologie et à la géomorphologie du Sahara ou d’autres déserts (Tricart et Cailleux, 1969 ; Mainguet, 1972 ; Coque, 1977 ; Monod et Durou, 1989 ; Morel, 2008), les études portent sur les macroformes, les paysages et leurs paléoformes, leur évolution et sur les phénomènes géologiques de grande ampleur affectant des régions entières (Beuf et al., 1971). Or, les cailloux dans les déserts ont des caractéristiques particulières, propres aux régions arides. Il apparaît d’autant plus utile d’établir une typologie des formes de ces cailloux et de définir les catégories des processus génétiques qu’on peut reconstituer leur histoire liée aux variations paléoclimatiques. Il existe bien sûr des travaux sur les microformes d’accumulation et d’érosion qui affectent les cailloux en zones désertiques. Ces travaux sont assez rares, parfois inclus dans des traités de géomorphologie climatique ou structurale (Tricart et Cailleux, 1969 ; Coque, 1977 ; Tricart, 1977), mais souvent dispersés dans des articles de diverses revues françaises et étrangère (Haberland, 1975 ; Krumbein et Jens, 1981 ; Cremaschi, 1992). On présentera donc ici une typologie raisonnée des principales microformes d’accumulation et/ou d’ablation qui affectent les cailloux et les petites surfaces en régions désertiques.

Microformes d’accumulation

2Comme la sédimentation à grande échelle (Dresch, 1957), la micro-sédimentation correspond au processus général de dépôt et d’empilement ou d’accrétion de matériel détritique d’origine variée : sables, limons, poussières minérales. Dans les microformes, ces accumulations sont de trois sortes : soit de simples dépôts liés à des facteurs physiques (actions éoliennes, pluviales, fluviatiles), soit des cristallisations ou des concrétionnements physico-chimiques, soit enfin des indurations et des concrétionnements provoqués par des processus géomicrobiologiques : ce sont des agrégations de matières liées au phénomène de la biominéralisation.

Cristallisations physico-chimiques

3Partout dans le monde, quels que soient les géoclimats, on trouve des cristallisations d’origine physico-chimique. Les seules qu’on puisse considérer comme spécifiques des régions arides sont les « roses des sables », bien connues des collectionneurs. Les plus belles de ces cristallisations de gypse (sulfate de calcium hydraté : SO4Ca, nH2O) dont les formes évoquent les pétales d’une rose, sont translucides, de couleur jaune, orangée et rosée. Elles se forment dans des sédiments meubles, essentiellement sableux. À partir d’un germe ou point singulier, les cristaux de gypse croissent dans toutes les directions. Le développement de ces cristaux écarte le milieu encaissant. Dans les sables proches d’une nappe phréatique voisine de la surface du sol et imprégnés d’eaux riches en sulfates et en carbonates (eaux séléniteuses), les « roses des sables » peuvent se développer. Par suite de l’évaporation, la concentration ionique de la nappe augmente, ce qui permet aux cristaux de gypse de croître dans le sédiment imbibé d’eau. C’est donc au toit de la nappe, enfoui sous quelques mètres ou dizaines de mètres, que le processus s’accomplit. Le gypse étant une évaporite, un climat chaud favorise sa formation (Dan et Yaalon, 1982).

Concrétions d’origine géomicrobiologique : les kerkoubs

4Les concrétions, dépôts chimiques formés dans les sédiments ou dans l’eau, sont étudiées depuis longtemps par les géologues (Celeste et al., 1958 ; Silverman et Ehrlich, 1964 ; Smith, 1977 ; Chen et al., 1997). Jusqu’à récemment, on les a attribuées, dans la majorité des cas, à des processus surtout physico-chimiques, comme la concentration des solutions naturelles par évaporation. Certaines ont été attribuées à la congélation. Pour quelques unes, on a mis en évidence des actions biologiques (Cailleux et Dionne, 1972) et surtout microbiologiques (Cailleux et Billy, 1968 a et b) : rôle des bactéries dans les nodules de manganèse des fonds océaniques (Monty, 1973 ; Chen et al., 1997) ; algues et champignons dans les concrétions calcaires du Canada (Adolphe, 1970). Ainsi, des types de concrétions de formes différentes, développées dans différents milieux, pourront être d’utiles indicateurs de faciès, de paléoclimats ou des conditions paléoécologiques.

5Les kerkoubs (du verbe arabe kerkar, mettre en boule) sont des concrétions de 1 mm à 15 mm et plus, plus ou moins sphériques, parfois coalescentes, qu’on rencontre au Sahara septentrional et central, en Jordanie (Pétra), dans les grès surtout siliceux et un peu poreux (grès du Barrémo-albien, Crétacé inférieur ; grès du cambro-ordovicien, Paléozoïque). La présence de kerkoubs semble très générale dans les grès du Continental Intercalaire de l’Atlas saharien et du Sahara septentrional. Le Continental Intercalaire, défini par C. Kilian (1931), va du Barrémien à l’Albien et comprend des grès, sables rouges et conglomérats d’eau douce à bois flottés, Ceratodus et crocodiliens. Dans les différents niveaux, même rapprochés du Continental Intercalaire, la répartition des kerkoubs est très inégale : beaucoup dans certains niveaux, aucun dans d’autres.

6Sur le piémont de l’Atlas saharien, entre Laghouat et Djelfa, au lieu-dit Guerar-el-Hamra (les buttes rouges), on a pu étudier un remarquable ensemble de formation de grès particulièrement riche en kerkoubs de toutes sortes (Cailleux et Soleilhavoup, 1976 ; Soleilhavoup, 1977, 2010). Dans ces buttes de grès rouges ou jaunâtres, des affleurements sub-horizontaux et des abrupts d’érosion montrent en effet une grande quantité de billes et de petites boules de grès encore enchassées dans la roche (fig. 1) ou bien libres, au sol, dégagés par l’érosion et formant des concentrations de plusieurs centaines. Ces concrétions, simplement sphériques ou en amas de sphères coalescentes de plusieurs calibres, forment parfois, en place, d’importantes concentrations. Une coupe naturelle d’environ 10 m de haut montre une belle variété de kerkoubs dans les niveaux 6, 5 et 3. Son log stratigraphique peut être décrit comme suit (fig. 1) :

71 : Grès fin, jaune, de 4 m à 5 m d’épaisseur, à kerkoubs isolés, rarement coalescents, en moyenne plus petits que ceux de la couche 5 et de texture très différente, les uns millimétriques, plus rarement moyens (centimétriques). Ils sont dispersés dans l’encaissant. Durcis en surface, ils deviennent sableux sous le marteau. L’action éolienne, par corrasion, dégage les kerkoubs sur le front de la coupe.

82 : Grès grossier, brun-rouge très foncé, d’environ 2 m d’épaisseur, à kerkoubs nombreux, de grain grossier, le plus souvent de dimensions centimétriques, certains jumelés (doublets). Le plus souvent les kerkoubs sont isolés dans la roche. Dans le grès encaissant, nombreux grains de quartz et pastilles d’argiles et de marnes rouges et rosâtres.

93 : Grès fin, rosâtre, épais d’environ 0,50 m, durci en surface (pellicule d’oxydation d’environ 2 mm d’épaisseur). Les kerkoubs sont présents, très petits, soit groupés vers la base de la couche, en bandes, soit réunis en essaims d’allure arrondie. L’encaissant est peu cimenté.

104 : Grès surtout grossier, brun-rouge, d’environ 0,60 m d’épaisseur et présentant une nette stratification oblique plongeant vers le nord. Cette stratification fait alterner des lits de grès tour à tour fins et grossiers. Dans la masse, on trouve de gros grains de quartz et des galets aplatis de calcaire ou de marne.

115 : Grès grossier d’environ 1,8 m d’épaisseur, brun-rouge, à graviers de quartz abondants, lentilles d’argile se dégageant sous les doigts et lentilles de marnes, dents de crocodiles, bois silicifiés. Des lits de grès plus fins semblent indurés dans la masse en lignes sub-horizontales. Pas de kerkoubs.

126 : Grès grossier, rougeâtre à violacé, à lentilles d’argiles et de marnes, grains de quartz parfois centimétriques, débris de fossiles continentaux, bois flottés, dents de crocodiles… La fraction fine du sable est rouge et très peu cohérente : désagrégation immédiate sous le marteau. Pas de kerkoubs. La base de cette couche n’est pas observable.

Fig. 1 – Plancher de grès barrémo-albien à Guerar el Hamra au nord de Laghouat, Algérie, avec des kerkoubs en voie de dégagement par corrasion.
Fig. 1 – Barremo-Albian sandstone floor at Guerar el Hamra, north of Laghouat, Algeria, with kerkoubs exhumed by corrasion.

Fig. 1 – Plancher de grès barrémo-albien à Guerar el Hamra au nord de Laghouat, Algérie, avec des kerkoubs en voie de dégagement par corrasion.Fig. 1 – Barremo-Albian sandstone floor at Guerar el Hamra, north of Laghouat, Algeria, with kerkoubs exhumed by corrasion.

13Le fait essentiel est qu’il y a similitude de grain entre le grès encaissant et les kerkoubs qui y sont indurés. À matrice grossière correspond des kerkoubs à gros grains ; à grès fins et homométriques correspondent des kerkoubs à grains fins, parfois même plus fins que la matrice. Des lames minces microscopiques du grès et des kerkoubs révèlent que le ciment, dans les deux cas, est calcaire (calcite crypto-cristalline). L’oxyde ou l’hydroxyde ferrique y est souvent associé. La disposition des kerkoubs est variable selon la couche. Dans les grès fins, ils sont plutôt groupés en bandes ou en essaims plus ou moins sphériques. Le groupement en bandes subhorizontales fait penser soit au phréatisme, soit à un ralentissement d’une eau qui s’infiltre (front d’humectation) ; dans ces mêmes couches, on observe des traces d’oscillations de l’eau et des zonations du type des anneaux de Liesegang : de nombreux kerkoubs ont une structure en anneaux concentriques qui rappellent les anneaux de diffusion de Liesegang (Soleilhavoup, 2010). Cette croissance n’est pas incompatible avec un développement biogène mais implique de l’eau, les colonies bactériennes ne pouvant se développer à sec. Certains kerkoubs coupés par la corrasion montrent un anneau autour de leur noyau initial. D’autres, d’assez grandes dimensions montrent au contraire plusieurs anneaux de croissance (fig. 2).

Fig. 2 – Kerkoubs arasés par corrasion montrant des anneaux de croissance du type « anneaux de Liesegang ». Guerar el Hamra, Algérie.
Fig. 2 – Kerkoubs obliterated by corrasion with growth rings of “Liesegang” type. Guerar el Hamra, Algeria.

Fig. 2 – Kerkoubs arasés par corrasion montrant des anneaux de croissance du type « anneaux de Liesegang ». Guerar el Hamra, Algérie. Fig. 2 – Kerkoubs obliterated by corrasion with growth rings of “Liesegang” type. Guerar el Hamra, Algeria.

14L’âge du concrétionnement peut être Crétacé inférieur, donc contemporain de la formation du grès, ou bien, plus récent, par exemple dater de la dernière phase humide du Sahara septentrional, vers 8 000-9 000 ans avant J.-C. (dans ce dernier cas, il ne s’agit pas à proprement parler de microformes d’accrétion désertiques). Plusieurs indices sembleraient plutôt en faveur d’un âge récent, au moins en partie : moitié extérieure des kerkoubs saillante plus dure que la moitié encore engagée dans le grès ; localisation des kerkoubs près de la surface topographique actuelle. Cependant, un début de concrétionnement au Crétacé ou au Tertiaire ne peut être exclu. Pour expliquer le groupement par familles de kerkoubs et leurs emboîtements ou coalescences, la microbiologie semble la meilleure hypothèse, une hypothèse confirmée par J.-P. Adolphe (1970, 1981) et J.-P. Adophe et C. Marechal (1977). Ces chercheurs ont mis en culture bactériologique quelques fragments de kerkoubs provenant de Guerar-el-Hamra. En incubateur, de 20°C à 35°C, sur un milieu riche en sels minéraux variés, des bactéries ont provoqué la précipitation de carbonate de calcium (CO3Ca). Parmi les différentes souches de bactéries calcifiantes isolée par J.-P. Adolphe (1977), celle des kerkoubs, le Bacillus cereus, est la plus active pour précipiter la calcite. On a donc la preuve expérimentale que les kerkoubs sont d’origine biominérale. Cela permet aussi, par la présence de bactéries revivifiables, de penser que la formation des kerkoubs est, au moins en partie, actuelle ou quaternaire. Cela pourrait être confirmé par la présence de kerkoubs dans les grès paléozoïques du Sahara central, bien plus anciens (la culture bactériologique de fragments de kerkoubs a produit des Bacillus cereus très calcifiants ; les kerkoubs sont produits par des colonies de bacilles calcifiants).

Patines et vernis désertiques

15Depuis le XIXe siècle, les naturalistes (Renault, 1878, 1897) s’intéressent aux modifications des surfaces rocheuses au contact de l’air, dans le déserts chauds ou froids, en haute montagne, etc. Ces transformations superficielles attirent l’œil par leurs couleurs, généralement sombres, noir ou brun foncé, qui contrastent singulièrement, sur les cassures, avec la couleur de la roche, généralement plus claire (fig. 3). Ce sont les patines, présentes dans tous les déserts, sur des roches variées, mais principalement sur les grès. La genèse des patines est expliquée par la voie physico-chimique selon l’enchaînement des processus suivants : 1) L’humectation sporadique ou aléatoire des roches par les pluies et les rosées provoque l’imbibition de sels solubles en sub-surface, sur quelques centimètres à quelques décimètres, dans un matériel détritique généralement perméable comme les grès calcaires ; 2) L’évaporation de l’eau provoque ensuite une migration per ascensum des solutions chargées de sels dissous, puis leur fixation/cristallisation en surface : c’est la patine (ou cortex de météorisation).

Fig. 3 – Patine noire à fissurations en faïençage sur un grès clair.
Fig. 3 – Black patina with glazy-like microfissures on light coloured sandstone.

Fig. 3 – Patine noire à fissurations en faïençage sur un grès clair. Fig. 3 – Black patina with glazy-like microfissures on light coloured sandstone.

En sub-surface de la patine, l’horizon jaunâtre correspond à une concentration d’oxydes ferriques. Tassili-n-Ajjer, Algérie.
In sub-surface of the patina, the yellowish horizon corresponds to a concentration of ferric oxides. Tassili-n-Ajjer, Algeria.

16En réalité, ces cycles humectation/dessiccation ne représentent qu’une partie d’un mécanisme beaucoup plus complexe. L’évolution des surfaces résulte de l’interdépendance constante d’organismes : insectes, acariens, fientes d’oiseaux, mousses, lichens crustacés… et de micro-organismes variés : bactéries, cyanobactéries, procaryotes divers, etc. De nombreux micro-organismes se développent sur et dans les surfaces rocheuses. Des fragments de patines noires du Sahara ont été introduits par C. Billy et P. Blanc (1982) et C. Billy (1995) dans des milieux nutritifs liquides. Après isolement en boîtes de Pétri sur gélose solide à base de peptone, d’extraits de levure, d’acétate de manganèse et d’acétate de calcium, des colonies de bacilles sont apparues en moins de 48 h, accompagnées de petits cristaux groupés ou accolés formant des plaques. Ces microcristaux (5-10 μm) emprisonnent de très nombreuses cellules bactériennes. Les minéralisations observées au laboratoire sont en partie biochimique et elles sont produites par des associations bactériennes (Pseudomonas, Bacillus, Micrococcus…) avec interactions et symbioses fongiques et algales. Nos propres travaux au Laboratoire de géomicrobiologie de l’université Pierre et Marie Curie (Paris 6) ont permis d’obtenir, en trois semaines, à partir de fragments de patines, sur un milieu de culture riche en éléments minéraux : Mg, Na, Ca, K, Fe, Zn, S… une association microbienne (Bacillus sp, filaments mycéliens…) produisant des concrétionnements noirs, très indurés, qui rappellent à la fois les patines et certaines fructifications de lichens saxicoles à thalle endolithique, par exemple du genre Sarcogyne (Soleilhavoup, 1986 ; Soleilhavoup et al., 1993). En lames minces pétrographiques, des coupes transversales de grès patinés montrent le plus souvent la superposition : patine dense en surface, zone plus ou moins décimentée de la roche, puis roche-mère saine dont le ciment enrobe encore les grains de quartz (fig. 4). Parfois, la patine présente un aspect micro-lamellaire à lamines alternativement sombres et claires attestant un développement bioclimatique à phases plus humides (lamines sombres, riches en micro-organismes) et plus sèches (lamines claires à formation surtout physico-chimique. L’écomorphologie des surfaces rocheuses est en grande partie sous la dépendance de processus sédimentaires. Ces derniers se manifestent par des accumulations de matières organo-minérales d’aspects variés : patines, cortex de météorisation, croûtes, pellicules, concrétionnements stalagmitiques et micropédokarstiques. Dans tous les cas, un édaphon actif, en sub-surface, produit un dépôt carbonaté ou silico-argileux à partir d’associations de micro-organismes minéralisateurs : cyanobactéries, filaments mycéliens, bactéries diverses. Les conditions bioclimatiques du milieu ambiant, notamment le taux d’hydratation, accélèrent ou ralentissent l’activité minéralisatrice de l’édaphon.

Fig. 4 – Dessin d’une lame-mince de la section transversale d’une patine sur grès dans l’Atlas saharien d’Algérie, site de Guerar el Hamra.
Fig. 4 – Sketch of a thin section across a patina developed on sandstones, Saharian Atlas of Algeria, Guerar el Hamra, site.

Fig. 4 – Dessin d’une lame-mince de la section transversale d’une patine sur grès dans l’Atlas saharien d’Algérie, site de Guerar el Hamra. Fig. 4 – Sketch of a thin section across a patina developed on sandstones, Saharian Atlas of Algeria, Guerar el Hamra, site.

En surface, la patine noire ; en-dessous, en pointillés, l’horizon décimenté de la roche. La roche saine, constituée de grains de quartz, présente des pores nombreux.
In surface, black patina ; underneath (dotted line), de-cemented horizon of the bedrock. The sound rock, composed of quartz grains, exhibits many pores.

17Pour éviter la confusion des termes encore trop fréquente, même chez les spécialistes, il convient de distinguer nettement les vernis désertiques (desert vanish) des patines (Dorn, 2009). Au sens propre, le mot vernis désigne un enduit mince, transparent. Au Sahara, ce terme désigne un « film sans épaisseur » (micrométrique ou inférieur), transparent, composé de silice amorphe (opale) et produit par des phénomènes de dissolution/précipitation biochimique de solutions de silice. Ces minces pellicules (silcrete) se développent exclusivement à la surface des roches siliceuses ou silicatées, peu ou pas altérées par la météorisation (quarzites, meulières, chailles, etc.) ou bien déjà recouvertes d’une patine (grès par exemple). Elles donnent à ces surfaces un aspect vitrifié, comme un « glaçage », brillant, à reflets de métal poli. De tels vernis « vrais » ne sont pas très fréquents. On en voit de beaux exemples dans le Désert Libyque, en Egypte, à quelque 500 km de l’oasis de Dakhla.

Sédimentation et processus évaporatoires

18Les dépôts de crue d’un fleuve ne sont évidemment pas propres aux régions désertiques. Cependant, l’étude des processus de sédimentation et d’érosion d’un oued saharien, en zone semi-aride, sur une superficie de l’ordre du kilomètre carré, permet de reconstituer un enchaînement de phénomènes de géomorphologie climatique particuliers à ces régions. Une intéressante étude car des causes actuelles, on va le voir, peuvent expliquer des causes anciennes, même si L. Cayeux (1941) conclut que « bien des causes anciennes n’ont pas leur équivalent parmi les causes actuelles ».

19Au lieu-dit Ras-el-Aïoun (« la tête des sources »), le lit de l’Oued M’zi au nord de Laghouat, en Algérie, présente une grande largeur qui permet une étude aisée des dépôts limoneux et leur évolution à la suite des crues. Entre octobre 1972 et février 1974, j’ai pu suivre la succession des processus d’écoulement (crues) et de sédimentation (dépôts de limons argileux ; Soleilhavoup, 1975a ; Soleilhavoup et Bertouille, 1975 ; Soleilhavoup, 2010). Entre ces phases d’accumulation et d’ablation, j’ai pu suivre assez précisément l’évolution des limons de crue : fissuration par dessiccation, dissection des réseaux de fissuration par corrasion éolienne, apports éoliens, action des animaux sur les limons en voie d’assèchement, etc. L’intérêt de ces petits phénomènes superficiels sur les limons argileux tient surtout à la mise en évidence d’un certain nombre de « faciès » morpho- et bioclimatiques de la surface d’une couche sédimentaire actuelle à un moment donné. Dans certains cas, au cours des temps géologiques, la fossilisation des figures sédimentaires, au Sahara comme ailleurs, constitue des indicateurs de faciès. La paléoécologie est riche d’enseignements (Gall, 1976). À Ras-el-Aïoun, en 14 mois, j’ai pu observer 7 crues de l’Oued M’zi, 4 en octobre-novembre 1972, 2 en mai-juin 1973 et 1 fin décembre 1973. La fig. 5 montre l’enchaînement des principaux processus. L’épaisseur des dépôts limoneux varie grandement selon la topographie du lit. Dans les creux et les cuvettes, l’épaisseur peut être décimétrique en leur centre et centimétrique à millimétrique sur leurs bords (fig. 6).

Fig. 5 – L’enchaînement des sept crues de l’Oued M’zi, observé à Ras el Aïoun (Laghouat), entre octobre 1972 et décembre 1973.
Fig. 5 – Succession of seven floods in the Wadi M’zi, as observed in Ras el Aïoun (Laghouat), between October 1972 and December 1973.

Fig. 5 – L’enchaînement des sept crues de l’Oued M’zi, observé à Ras el Aïoun (Laghouat), entre octobre 1972 et décembre 1973. Fig. 5 – Succession of seven floods in the Wadi M’zi, as observed in Ras el Aïoun (Laghouat), between October 1972 and December 1973.

Description des processus qui ont affecté le lit de l’oued.
Description of processes that have affected the wadi channel.

Fig. 6 – Quelques exemples d’enchaînements de processus sédimentaires fluviatiles et éoliens dans le lit de l’oued M’zi à Laghouat, Algérie.
Fig. 6 – A few examples of successions of both aeolian and fluvial sedimentary processes in the channel of wadi M’zi at Laghouat, Algeria.

Fig. 6 – Quelques exemples d’enchaînements de processus sédimentaires fluviatiles et éoliens dans le lit de l’oued M’zi à Laghouat, Algérie.Fig. 6 – A few examples of successions of both aeolian and fluvial sedimentary processes in the channel of wadi M’zi at Laghouat, Algeria.

20Sur les rides sableuses de courant, régulières, à longueur d’onde constante, les dépôts, plutôt minces, sont d’épaisseur relativement constante et leur dessiccation est rythmique. Dans le limon encore mou, la décrue laisse des figures très reconnaissables : ce sont les rill marks des auteurs anglo-saxons (Bajard, 1966 ; Gubler et al., 1966). Un limon argileux change de propriétés mécaniques en fonction de sa teneur en eau. Lors de son assèchement, plusieurs limites ont été définies en fonction de la teneur en eau décroissante : limite de liquidité, le limon est une boue se comportant comme un liquide visqueux ; limite de plasticité : la cohésion du limon augmentant, il ne s’écoule pas et il ne peut pas se rompre ; limite de retrait : lorsque la dessiccation est persistante, l’eau absorbée s’évapore et, à ce moment, une perte de volume se produit. Des fentes apparaissent. Ces fentes de retrait s’organisent en réseaux et, selon l’épaisseur du dépôt, une stratification se développe (fissuration horizontale en 2, 3 plans ou plus ; fig. 7). La dessiccation des limons présente des aspects variés, liés à leur épaisseur (plaques, copeaux, coupelles, écailles) et à leur position topographique (plaques concaves de fonds de cuvettes, plaques convexes sur les pentes ; coupelles en surfaces horizontales).

Fig. 7 – Principe du décollement différentiel d’une couche stratifiée de limon dans le lit de l’oued M’zi à Laghouat, Algérie.
Fig. 7 – Principle of differential detachment of a limy, stratified layer in the wadi channel of M’zi at Laghouat, Algeria.

Fig. 7 – Principe du décollement différentiel d’une couche stratifiée de limon dans le lit de l’oued M’zi à Laghouat, Algérie. Fig. 7 – Principle of differential detachment of a limy, stratified layer in the wadi channel of M’zi at Laghouat, Algeria.

1 : substratum : sable alluvionnaire graveleux de l’oued, en place avant la crue qui a déposé ; 2 : couche épaisse de 30 mm, foncée (brun-foncé), homogène. Aspect plus fin et plus homogène que celui de la couche 3 ; 3 : couche de 2,5 mm à 3 mm, plus claire (brun-clair) et d’aspect nettement plus granuleux que la couche 5. Section transversale terne. Il s’agit d’un limon argilo-sableux ; 4 couche fine de 3 mm. Limon très fin et très homogène de décantation. Couleur brune. Coupe au rasoir lisse, brillante.
1 : substrate : alluvial gravels and sands of the wadi, deposited before the flood during which layer 2 was deposited ; 2 : 30 mm-thick layer of dark brown colour with an homogenous, finer texture than the layer 3 ; 3 : 2.5-to-3 mm thick, light brown, homogenous layer, with a granular texture coarser than layer 5. Dull transverse section, corresponding to clayey-sandy silt ; 4 : 3 mm thick layer, corresponding to very fine and homogenous, brown decantation silts. Bright, smooth, blade-made section.

21La fossilisation des réseaux de limons en place revêt plusieurs aspects : soit une nouvelle crue dépose de nouveaux limons, oblitérant ainsi le précédent réseau de fissurations, soit un épisode venteux vient combler de sable les fentes de retrait déjà développées. Des coups de vents violents peuvent aussi former sur un limon encore pâteux des petits paquets de sable très rapprochés, des anti-ripplets (fig. 8). Fin novembre 1974, par suite d’excavations par les Ponts et Chaussées à plusieurs endroits de Ras-el-Aïoun, pour l’approvisionnement en sables et en graviers, j’ai pu relever une coupe stratigraphique (fig. 9) dont l’analyse révèle une succession de dépôts fluviatiles (limons argileux et argilo-sableux) et dépôts éoliens (sables). Cette coupe, d’environ 55 cm d’épaisseur, montre bien des alternances de dépôts d’argiles et de recouvrements éoliens. En particulier, la succession des couches 9 à 1 montre l’enchaînement très cohérent, sans « lacune », de trois phases de crue de l’oued ayant déposé des limons (couches 8, 7 et 2) entrecoupées, en alternance régulière, de trois phases de sécheresse (couches 5, 3 et 1) avec un vent suffisamment fort pour accumuler des couches de sable de 15 mm à 30 mm d’épaisseur. Le lit de Ras-el-Aïoun, à cet endroit (rive gauche), a été soumis à deux types d’écoulement, l’un très turbulent, comme le montrent les couches 14 et 12 et correspondant à un dépôt chaotique de matériaux, l’autre, beaucoup plus lent, correspondant à des dépôts progressifs de sédiments (décantation), comme le prouve le faciès des couches 8, 6, 4 et 2. Enfin, en stratigraphie, on sait que les rides de courant (ripple marks) fossilisées, visibles au sommet des couches, sont des indicateurs d’écoulements fluviaux, plus rarement d’anciennes plages marines. On en trouve assez fréquemment au Sahara, comparables aux rides de courant actuelles dans le lit de l’Oued M’zi, régulières, rythmées ou désordonnées selon l’énergie du flux. Plus rarement, on rencontre, fossilisés, des réseaux de fentes de dessiccation qui caractérisent l’émersion de sédiments marins ou fluviatiles. C’est le cas, par exemple, dans les marnes marines crétacées de la région d’El Goléa, au Sahara algérien. À la surface, de petits fragments de marnes blanches apparaissent en relief dans les fentes d’un réseau polygonal de dessiccation, un enduit ferrugineux de couleur chocolat.

Fig. 8 – Types de fossilisation des réseaux de dessiccation des dépôts de crues à Ras el Aïoun, Oued M’zi, Laghouat, Algérie.
Fig. 8 – Types of fossilisation of desiccation cracks developed in flood deposits at Ras el Aïoun, wadi M’zi, Laghouat, Algeria.

Fig. 8 – Types de fossilisation des réseaux de dessiccation des dépôts de crues à Ras el Aïoun, Oued M’zi, Laghouat, Algérie.Fig. 8 – Types of fossilisation of desiccation cracks developed in flood deposits at Ras el Aïoun, wadi M’zi, Laghouat, Algeria.

Fig. 9 – La coupe relevée en novembre 1974 dans le lit de l’oued à Ras el Aïoun (Laghouat, Algérie) montre la succession des dépôts fluviatiles et éoliens.
Fig. 9 – Succession of fluvial and aeolian deposits as observed along a section of the wadi channel in November 1974, Ras el Aïoun (Laghouat, Algeria).

Fig. 9 – La coupe relevée en novembre 1974 dans le lit de l’oued à Ras el Aïoun (Laghouat, Algérie) montre la succession des dépôts fluviatiles et éoliens.Fig. 9 – Succession of fluvial and aeolian deposits as observed along a section of the wadi channel in November 1974, Ras el Aïoun (Laghouat, Algeria).

Microformes d’ablation

22Ce qui fait, entre autres, la beauté du Sahara, c’est l’extraordinaire variété des formes d’érosion dans les paysages. Beaucoup plus discrètes, les figures d’érosion visibles sur les cailloux sont pourtant tout aussi nombreuses et diverses. Parmi celles qui caractérisent le mieux les cailloux du désert, on peut retenir les érosions mécaniques provoquées surtout par les conditions thermiques du milieu : la gélifraction (ou cryoclastie) en fait partie ; les érosions thermo-hydroclastiques, autres formes d’érosions mécaniques, font apparaître des réseaux de fissuration à la surface des cailloux. Les sols polygonaux, dans certaines régions, attestent des périodes froides assez prolongées au Sahara mais aussi, peut-être, des périodes à climats tropicaux. Les formes d’érosion éoliennes, tant dans les déserts chauds que dans les déserts froids, donnent des formes spécifiques, les cailloux à facettes (dreikanter) et des aspects caractéristiques : polis et lustres éoliens. Les aspects des érosions chimiques, enfin, malgré la rareté de l’eau, donnent des cailloux vermiculés : ce sont des micro-dissolutions.

Cailloux fissurés

23Le mécanisme de la fissuration des cailloux dont la surface montre des réseaux variés analogues à ceux des dessiccations observées dans les sédiments mous, reste en partie inexpliqué (fig. 10A et B). Il faut d’abord constater – une longue fréquentation du Sahara et des études statistiques me permettent de l’affirmer – que les cailloux fissurés sont très minoritaires par rapport à ceux qui ne le sont pas. Sur un reg à cailloux calcaires, par exemple, à pétrographie homogène, on peut admettre que chaque caillou a subi une usure, une météorisation, des remaniements identiques à son voisin. Pour expliquer la fissuration d’un petit nombre seulement de ces cailloux, peut-on invoquer la prédisposition de certains à la formation de fissures superficielles et internes, visibles sur les sciages ? Par exemple, une fragilité, une sensibilité particulière de ces cailloux, même si leur nature pétrographique est la même que celle des autres ; ou bien la mémoire de perturbations subies, plus forte chez certains cailloux que chez les autres ; ou encore une aptitude particulière à la fissuration liée aux caractéristiques morphologiques : forme générale, aplatissement, élongation ? Reconnaissons avec les géomécaniciens que la fissuration des cailloux du type dessiccation ne saurait s’expliquer qu’au stade plasto-élastique, c’est-à-dire pour un caillou mou ! Or, les cailloux étudiés, compacts et cohérents, présentent le plus souvent des fissurations sur toutes leurs faces. La thermoclastie à sec ou la thermo-hydroclastie sur des fragments de roches cohérentes ne saurait, à elle seule, expliquer les réseaux de fissures sur les cailloux. L’explication d’un mécanisme aboutissant à la fissuration de certains cailloux, dans le désert, reste donc à trouver. La plupart de ces cailloux présente des stigmates d’actions postérieures à la fissuration : micro-dissolutions (cf. infra), écaillages partiels de la surface, patines en voie de desquamation, lustre et poli éolien. Ces divers remaniements donnent à ces cailloux une histoire assez longue. On peut donc supposer que les réseaux de fissuration se sont développés sous des paléoclimats probablement différents de l’actuel. Mais quand ? Il y a des millénaires, des dizaines de millénaires ?

Fig. 10 – Un caillou calcaire du piémont de l’Atlas saharien d’Algérie montre un réseau polygonal de fissurations analogue à ceux qu’on observe lors de la dessiccation des limons de crues (A). La surface d’aspect guilloché a subi une micro-dissolution (B).
Fig. 10 – Limestone clast of the piedmont of Saharian Atlas of Algeria, exhibiting a polygonal network of cracks similar to those observed in flood silts after desiccation (A). The scalloped-like surface has been affected by micro-solution (B).

Fig. 10 – Un caillou calcaire du piémont de l’Atlas saharien d’Algérie montre un réseau polygonal de fissurations analogue à ceux qu’on observe lors de la dessiccation des limons de crues (A). La surface d’aspect guilloché a subi une micro-dissolution (B).Fig. 10 – Limestone clast of the piedmont of Saharian Atlas of Algeria, exhibiting a polygonal network of cracks similar to those observed in flood silts after desiccation (A). The scalloped-like surface has been affected by micro-solution (B).

24Faute d’éléments rationnels d’explication et cela malgré une expérimentation de thermoclastie menée au Centre de Géomorphologie du CNRS à Caen, dans les années 1970 (au bout de 28 000 chocs thermiques, des roches siliceuses soumises à des variations de température de l’ordre de 60°C, répétés dans le sens chaud-froid et froid-chaud, ont montré l’apparition des premières fissures, fractures et pertes de débris ; cinq échantillons de silex sur vingt ont été brisés après 43 000 chocs thermiques), seul un essai de typologie raisonnée des cailloux fissurés a été établie (Soleilhavoup, 1975b, 1976). L’aspect des réseaux de fissuration a été décrit (fig. 11), notamment leur densité, mais aussi la distribution et l’aspect en profondeur des fissures observées sur des sections polies (fig. 12). On a pu constater que le développement et l’allure des fissurations dépendent étroitement de la nature pétrographique des cailloux. Dix types de réseaux ont pu être définis, en tenant compte de la nature de la roche, de sa texture, de sa structure et parfois de son âge relatif (galets d’oueds fortement remaniés, fragments récemment détachés de la roche en place, etc.). Ces dix types appartiennent à quatre classes pétrographiques : calcaires, silex, grès et roches endogènes. La fig. 11 résume en images l’aspect de ces réseaux de fissures. Dans les cailloux calcaires (C1 à C2), la variété des types de fissuration est remarquable, depuis des réseaux denses, très voisins des dessiccations dans les argiles (C1), avec plusieurs phases de fissuration, jusqu’à de simples fissures, parfois bifides, parcourant la surface (C6). Les silex ne montrent qu’un seul type de fissuration (S7) : un réseau très dense, géométrique, d’allure désordonnée. Dans les grès (G8), un seul type de réseau également, avec en général un seul temps de fissuration. Dans les roches endogènes (E9), enfin, la forme et l’allure des réseaux superficiels varie selon la composition minéralogique des roches. Dans les basaltes, par exemple, on observe une fissuration externe sinueuse de type dessiccation et une fissuration interne nulle ou seulement corticale. Sur les patines (P10), la thermoclastie pourrait seule ici expliquer les fissurations. La patine étant une formation superficielle créée sur une roche et indépendante de celle-ci, avec des caractères physico-chimiques distincts de la roche sous-jacente, on peut concevoir que son comportement est spécifique. La fissuration des patines, de type faïençage, est très sensible à la desquamation, contrairement à celle des autres types.

Fig. 11 – Dix types de réseaux de fissuration des cailloux ont été inventoriés sur cinq types de roches ; calcaires, silex, grès, roches endogènes, patines sur grès.
Fig. 11 – Ten types of cracks networks on clasts as inventoried on five rock types ; limestone, flints, sandstones, endogenous rocks, patina on sandstones.

Fig. 11 – Dix types de réseaux de fissuration des cailloux ont été inventoriés sur cinq types de roches ; calcaires, silex, grès, roches endogènes, patines sur grès.Fig. 11 – Ten types of cracks networks on clasts as inventoried on five rock types ; limestone, flints, sandstones, endogenous rocks, patina on sandstones.

Fig. 12 – Types de fissuration interne de cailloux observés en sections transversales. La géométrie des fissures varie en fonction de la texture des roches.
Fig. 12 – Internal crack types as observed along cross sections. The cracks geometry varies according to the rock texture.

Fig. 12 – Types de fissuration interne de cailloux observés en sections transversales. La géométrie des fissures varie en fonction de la texture des roches.Fig. 12 – Internal crack types as observed along cross sections. The cracks geometry varies according to the rock texture.

25Quantitativement, quelques résultats ont été obtenus pour la fissuration des cailloux (Soleilhavoup, 1977). On le répète, les cailloux non fissurés sont toujours nettement prédominants. Cependant, cette prédominance des non-fissurés est surtout sensible dans les petites dimensions. Les chances de fissuration augmentent à mesure que la dimension des cailloux devient plus importante. La couleur des cailloux, sombre ou claire, intervient faiblement dans la proportion des fissurations, les plus sombres étant un peu plus souvent fissurés que les clairs, sans doute à cause d’une absorption plus forte de la chaleur. Les cailloux enterrés sont un peu moins fréquemment fissurés que les cailloux de surface. Le site géomorphologique (reg alluvial, reg d’éclatement, talus d’éboulis, etc.), c’est-à-dire l’histoire et l’évolution des cailloux, ne joue pas de rôle bien défini dans la fissuration des cailloux. En somme, l’étude des cailloux fissurés n’apporte pas de résultats significatifs quant à l’origine des processus. Il reste beaucoup à faire pour débrouiller ce difficile problème.

Effets du vent

26Une idée reçue qui est encore répandue jusque dans les manuels scolaires est celle que le vent est capable de sculpter les roches cohérentes à petite échelle et leur donner des formes parfois extravagantes : arches, piliers, rochers-champignons, etc. Il n’en est rien : si le vent chargé de particules minérales dures (i.e., sables) est capable de laisser les traces de son action dans le paysage, c’est surtout à une très grande échelle, d’ordre métrique au plus. À cette échelle (i.e., celle de la surface des cailloux de regs), l’action mécanique des particules transportées par déflation est visible, parfois discrète, parfois très apparente. Le vent, en réalité, doit être considéré comme un puissant agent de transport : il nettoie, il déblaie, il époussète, il déplace vers d’autres lieux les sédiments meubles accumulés ici ou bien il accumule ici les sédiments venus d’ailleurs.

27Parmi les effets spectaculaires du vent, il y a le dégagement de la base (i.e., du pilier) des rochers-champignons ou bien la corrasion différentielle. Dans le premier cas, le creusement de la forme de « champignons » se fait par désagrégation granulaire. Par des remontées d’eau per ascensum dans la roche, le ciment du grès subit une dissolution chimique qui désolidarise les grains. Ceux-ci, libérés, tombent sur le sol. C’est alors que le vent les balaye. Dans le second cas, l’attaque des niveaux tendres, peu cimentés, par un vent chargé de sable les creuse et laisse en relief les niveaux plus cohérents. À petite échelle, la désagrégation granulaire et la corrasion différentielle peuvent donner des formes spectaculaires dans le paysage. À grande échelle, tant dans les déserts chauds que dans les déserts froids, l’aspect le plus caractéristique des actions éoliennes est celui des cailloux à facettes dénommés dreikanter par les géomorphologues allemands, terme repris dans le vocabulaire international. Sur les regs venteux – ils le sont presque tous –, plus l’action éolienne est longue et intense, plus les cailloux tendent à prendre une forme polyédrique : des arêtes plus ou moins rectilignes, limitées par des faces plus ou moins planes. L’effet est d’autant plus net que le matériel est plus cohérent (Cailleux, 1942). Sur les cailloux, les arêtes éoliennes se distinguent des arêtes dans les cassures par chocs ou par éclatement, par le fait qu’elles ne sont ni tranchantes, ni coupantes, ni râpeuses, mais très délicatement émoussées. Sur le terrain, on trouve côte à côte, indifféremment, des cailloux à 1, 2, 3, 4 arêtes et souvent davantage. Les cailloux à une seule arête et deux faces éolisées (zweikanter) sont fréquents aux petites tailles (1-6 cm). Même lorsque le caillou possède trois arêtes, elles réalisent très rarement la pyramide triangulaire caractéristique des dreikanter (fig. 13). On peut se demander si les dreikanter représentent le stade ultime, très rarement réalisé, vers lequel tendrait la corrasion éolienne. En réalité, contrairement à une idée trop répandue, les dreikanter apparaissent sur le terrain comme un cas particulier, ni plus fréquent, ni plus typique que toute autre forme de caillou éolien.

28D’autres aspects de l’éolisation des cailloux sont observables. Sur les faces de certains cailloux, on voit des petites cupules ovales de 1-2 mm jusqu’à 30 mm, le plus souvent de 5 mm à 15 mm. Ces cupules n’existent pas sur tous les cailloux éolisés mais elles n’existent jamais ailleurs. Ce sont donc des signes certains de l’action du vent. Un autre signe d’éolisation des surfaces est leur aspect luisant ou satiné : c’est le poli ou lustre éolien. Cet état luisant est si spécifique qu’il constitue un guide précieux pour la recherche, sur le terrain, des cailloux éolisés.

Fig. 13 – Un dreikanter typique ou caillou à facettes.
Fig. 13 – Typical “dreikanter” or ventifact clast.

Fig. 13 – Un dreikanter typique ou caillou à facettes. Fig. 13 – Typical “dreikanter” or ventifact clast.

Cette forme pyramidale parfaite est rarement rencontrée sur le terrain. Echantillon provenant du Sahara central.
Indeed this perfect pyramidal shape is barely found in the field. Sample from Central Sahara.

Micro-dissolutions et cailloux vermiculés

29On l’a dit, l’eau est rare au Sahara mais non pas au point d’avoir des effets nuls sur les roches. D’ailleurs, toutes les régions de ce désert ne sont pas hyperarides, loin s’en faut ! Une pluviosité de l’ordre de 300 mm à 400 mm annuels caractérise le Sahara septentrional, notamment le piémont de l’Atlas saharien. C’est suffisant pour entraîner des phénomènes de micro-dissolution sur des roches calcaires et, bien entendu, sur des roches faiblement à fortement solubles comme les sont les gypses et la halite.

30Les cailloux vermiculés présentent sur leurs faces exposées à l’air libre des sillons de 2-10 mm de longueur, larges de 0,5-2 mm, au moins aussi profonds que larges, séparés par des crêtes sinueuses irrégulières. Les sillons sont disposés en faisceaux allongés suivant la pente. Sur les cailloux bombés, ils rayonnent à partir de la ligne ou du point le plus haut. C’est A. Cailleux (1955) qui a proposé l’hypothèse la plus plausible permettant d’expliquer les cailloux vermiculés. Il avait observé, dans le sud tunisien, en sortant de sa tente, le matin, sur son savon, des vermiculures du même dessin que celles visibles à la surface de certains cailloux. Il a observé des gouttelettes de rosée dans les sillons. Sur les cailloux, les gouttes de rosée se déposent de préférence dans les sillons. On peut supposer qu’à la longue, elles pourraient les approfondir. Rappelons que, comme la pluie, la rosée est faiblement chargée de gaz carbonique atmosphérique dissous, donc d’acide carbonique. Au cours du temps, la dissolution chimique du calcaire par les gouttes de rosée creuse les vermiculures. Un bel exemple du trajet des gouttes est donné par ce petit bloc calcaire (fig. 14A et B) du piémont atlasique. Tous les sillons partant du sommet sont orientés dans le sens de la plus grande pente. Cela est très démonstratif et semble bien confirmer l’hypothèse d’A. Cailleux (1955).

Fig. 14 – Petit bloc de calcaire dur, crypto-cristallin, montrant des vermiculures orientées en petits sillons parallèles (A). Indice très probable d’une micro-dissolution par des gouttes de rosée qui se forment sur les crêtes et qui glissent vers le bas (B).
Fig. 14 – Small block of crypto-cristalline, hard limestone, exhibiting vermiculures oriented as parallel, micro-furrows (A). Very likely evidence of micro-solution by due drops which form on small ridges and slowly flow down (B).

Fig. 14 – Petit bloc de calcaire dur, crypto-cristallin, montrant des vermiculures orientées en petits sillons parallèles (A). Indice très probable d’une micro-dissolution par des gouttes de rosée qui se forment sur les crêtes et qui glissent vers le bas (B). Fig. 14 – Small block of crypto-cristalline, hard limestone, exhibiting vermiculures oriented as parallel, micro-furrows (A). Very likely evidence of micro-solution by due drops which form on small ridges and slowly flow down (B).

Piémont de l’Atlas saharien, Algérie.
Saharian Atlas foothills, Algeria.

Fig. 15 – Deux coupes dans la terrasse alluviale de l’oued Metlili, affluent de l’oued M’zi, près de Laghouat, piémont de l’Atlas (Algérie).
Fig. 15 – Two sections in the alluvial terrace of wadi Metlili, a tributary of wadi M’zi, near Laghouat, Atlas foothills (Algeria).

Fig. 15 – Deux coupes dans la terrasse alluviale de l’oued Metlili, affluent de l’oued M’zi, près de Laghouat, piémont de l’Atlas (Algérie). Fig. 15 – Two sections in the alluvial terrace of wadi Metlili, a tributary of wadi M’zi, near Laghouat, Atlas foothills (Algeria).

À certains niveaux des galets dégagés par l’érosion montrent des dissolutions en colonnettes.
Note in some layers cobbles exhumed by erosion, exhibiting small columns made by solution.

31Sur les surfaces planes, on ne peut guère parler de vermiculures. En revanche, la micro-dissolution s’y exerce en donnant un aspect guilloché régulier de micro-reliefs séparés par des petits sillons dans toutes les directions. Sur certains cailloux, la micro-dissolution, fortement accentuée, résultant d’actions de longue durée, prend l’allure d’un micro-lapié ou lapiaz : les vermiculures laissent la place à une surface accidentée de mamelons émoussés, séparés par des creux sinueux. Ces formes de micro-lapiés s’observent surtout au Sahara septentrional à la pluviosité bien plus forte qu’au Sahara central. Dans les environs de Laghouat, au cours de l’étude des terrasses alluviales de l’Oued Metlili, un affluent de l’oued M’zi, j’ai pu observer de remarquables formes actuelles ou subactuelles de dissolution sur des galets calcaires partiellement enchâssés dans une croûte calcaire de la terrasse (fig. 15). On connaît le mécanisme de la dissolution chimique de la roche calcaire par des eaux faiblement chargées d’acide carbonique. Ce qui est intéressant pour ces galets, c’est le passage progressif d’une dissolution en fines colonnettes verticales, par le mouvement per descensum des eaux d’infiltration, à des formes de « fausses vermiculures », lorsque la dissolution atteint un stade de maturité (fig. 16). Il est paradoxal, enfin, de constater que les plus belles formes de micro-dissolution s’observent dans un milieu sec, du moins semi-aride. Ces formes se développent presque exclusivement sur des calcaires durs, crypto-cristallins et quasi imperméables.

Fig. 16 – Galet calcaire (ou marno-calcaire) en partie dégagé de la matrice dans la terrasse de l’oued Metlili, Laghouat, Algérie (voir fig. 15).
Fig. 16 – Limestone (or marly-limestone) partly exhumed from its matrix ; wadi Metlili terrace, Laghouat, Algeria (see fig. 15).

Fig. 16 – Galet calcaire (ou marno-calcaire) en partie dégagé de la matrice dans la terrasse de l’oued Metlili, Laghouat, Algérie (voir fig. 15). Fig. 16 – Limestone (or marly-limestone) partly exhumed from its matrix ; wadi Metlili terrace, Laghouat, Algeria (see fig. 15).

Le passage des colonnettes (A) aux fausses vermiculures (C) est progressif et sans doute lent.
The transition from small columns (A) to false vermiculures (C) is progressive, and probably develops quite slowly in time.

Conclusion

32La plupart des surfaces rocheuses du désert ont enregistré des processus géomorphologiques élémentaires, structuraux et climatiques, pendant une longue durée, leur donnant une histoire naturelle à épisodes. Episodes de transport par les eaux, de station plus ou moins prolongée sur un reg, de fissuration, de micro-dissolution, d’éolisation, tous sont superposés et lisibles à la surface des cailloux. Un exemple : sur la route de Ghardaïa à El Goléa, en Algérie, le paysage est assez monotone : de larges surfaces de regs s’étalent sur des dizaines de kilomètres. Un petit bloc calcaire, luisant au soleil, a attiré mon attention (fig. 17). À l’œil nu, la surface exposée de ce caillou montre au moins trois phénomènes : d’anciennes fissurations de type dessiccation, aux fentes largement évasées ; des cupules, petites, nombreuses, toutes orientées dans la même direction ; un aspect luisant sur toute la surface. Ces phénomènes se sont plus ou moins succédés dans le temps, d’une durée probablement assez longue. Pour chacun, on a décrit les processus : 1) dessiccation de type thermo-hydroclastique dont on ignore si elle s’est produite lorsque la roche était au stade plasto-élastique de sa diagenèse ; 2) dissolution de la partie superficielle des fentes, orientée, qui a provoqué un évasement ; 3) éolisation généralisée de la surface, peut-être contemporaine de la précédente qui a donné un lustre, une brillance caractéristique. Le caillou a donc enregistré au cours du temps des événements d’ordre météorique : action de la température, de l’eau et du vent. Ces observations qu’on peut répéter à volonté dans les différentes régions du Sahara sont utiles en ce qu’elles apportent des éléments complémentaires à l’étude des paléoformes en géomorphologie. Enfin, les processus élémentaires en climats extrêmes (grandes variations des températures, de l’humidité, le rôle du vent…) commandent non seulement le modelé des paysages dans les régions désertiques, mais aussi – on vient de la voir – l’aspect des cailloux qui gisent sur le sol, des cailloux dont les natures pétrographiques sont diverses. Pour les cailloux du Sahara, il y a des types spécifiques de processus que le géoclimat actuel ou subactuel a pu créer. L’un de ces processus que partagent d’ailleurs les cailloux des déserts froids sont les « ventifacts » (Baulig, 1970). La plupart des autres formes, bien que caractéristiques des zones arides, sont ubiquistes : il est possible de les rencontrer ailleurs que dans les déserts. Mais reconnaissons que c’est dans les déserts qu’elles sont les plus évidentes et les plus nettes.

Fig. 17 – Détail d’un petit bloc calcaire trouvé entre Ghardaïa et El Goléa, Sahara septentrional.
Fig. 17 – Detail of a small limestone clast found between Ghardaïa and El Goléa, Northern Sahara.

Fig. 17 – Détail d’un petit bloc calcaire trouvé entre Ghardaïa et El Goléa, Sahara septentrional. Fig. 17 – Detail of a small limestone clast found between Ghardaïa and El Goléa, Northern Sahara.

On y voit trois catégories de processus superficiels : fissuration, dissolution (évasement des fissures) et éolisation (petites cupules et lustre éolien).
Three types of superficial processes can be individualised : cracking, solution (cracks enlargement) and aeolian abrasion (small concavities and wind polish).

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Annexe

Abridged English version

In arid regions – the Sahara is the best example – the basic geomorphological processes have specific characteristics generally related to climatic factors : water scarcity, considerable daily or seasonal temperature ranges amplitude, omnipresent wind. Two types of processes affect desert areas on a small scale, especially stones and small blocks : various accumulations of mineral or organo-mineral materials and various forms of ablation, i.e. sedimentation and erosion.

Accumulation processes involve the silt deposits in the wadi beds and their evolution in semi-arid zones, crystallisations, the concretions formations, in particular of geomicrobiological origin (kerkoub), patinas and desert varnish. The examples selected for these forms of accumulation are (i) the flood deposits of the Wadi M’zi flood in the northern Sahara, (ii) the “desert roses” (crystals), the “kerkoubs” (concretions), and (iii) the manganese-ferruginous patinas on sandstone across the Sahara.

Among the microforms of ablation can be included : (i) mechanical erosion of which cracked stones constitute particular cases in the desert ; (ii) polygonal soils that are not specific to hot deserts but are interesting signs of either cold or tropical palaeoclimates ; (iii) wind erosion of which faceted stones (zweikanter, dreikanter) are the most typical examples ; (iii) chemical erosions related to the presence of water, even in small amounts – such as dew – of which vermiculated stones offer fine examples. It should be born in mind that among the microforms described in this article, only one is truly specific to the desert (hot or cold) : sculpturing by the wind of certain rocks, the dreikanter. The other forms may result from processes occurring in other geoclimatic areas of the planet.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Plancher de grès barrémo-albien à Guerar el Hamra au nord de Laghouat, Algérie, avec des kerkoubs en voie de dégagement par corrasion.Fig. 1 – Barremo-Albian sandstone floor at Guerar el Hamra, north of Laghouat, Algeria, with kerkoubs exhumed by corrasion.
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Titre Fig. 2 – Kerkoubs arasés par corrasion montrant des anneaux de croissance du type « anneaux de Liesegang ». Guerar el Hamra, Algérie. Fig. 2 – Kerkoubs obliterated by corrasion with growth rings of “Liesegang” type. Guerar el Hamra, Algeria.
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Titre Fig. 3 – Patine noire à fissurations en faïençage sur un grès clair. Fig. 3 – Black patina with glazy-like microfissures on light coloured sandstone.
Légende En sub-surface de la patine, l’horizon jaunâtre correspond à une concentration d’oxydes ferriques. Tassili-n-Ajjer, Algérie.In sub-surface of the patina, the yellowish horizon corresponds to a concentration of ferric oxides. Tassili-n-Ajjer, Algeria.
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Titre Fig. 4 – Dessin d’une lame-mince de la section transversale d’une patine sur grès dans l’Atlas saharien d’Algérie, site de Guerar el Hamra. Fig. 4 – Sketch of a thin section across a patina developed on sandstones, Saharian Atlas of Algeria, Guerar el Hamra, site.
Légende En surface, la patine noire ; en-dessous, en pointillés, l’horizon décimenté de la roche. La roche saine, constituée de grains de quartz, présente des pores nombreux.In surface, black patina ; underneath (dotted line), de-cemented horizon of the bedrock. The sound rock, composed of quartz grains, exhibits many pores.
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Titre Fig. 5 – L’enchaînement des sept crues de l’Oued M’zi, observé à Ras el Aïoun (Laghouat), entre octobre 1972 et décembre 1973. Fig. 5 – Succession of seven floods in the Wadi M’zi, as observed in Ras el Aïoun (Laghouat), between October 1972 and December 1973.
Légende Description des processus qui ont affecté le lit de l’oued.Description of processes that have affected the wadi channel.
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Titre Fig. 6 – Quelques exemples d’enchaînements de processus sédimentaires fluviatiles et éoliens dans le lit de l’oued M’zi à Laghouat, Algérie.Fig. 6 – A few examples of successions of both aeolian and fluvial sedimentary processes in the channel of wadi M’zi at Laghouat, Algeria.
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Titre Fig. 7 – Principe du décollement différentiel d’une couche stratifiée de limon dans le lit de l’oued M’zi à Laghouat, Algérie. Fig. 7 – Principle of differential detachment of a limy, stratified layer in the wadi channel of M’zi at Laghouat, Algeria.
Légende 1 : substratum : sable alluvionnaire graveleux de l’oued, en place avant la crue qui a déposé ; 2 : couche épaisse de 30 mm, foncée (brun-foncé), homogène. Aspect plus fin et plus homogène que celui de la couche 3 ; 3 : couche de 2,5 mm à 3 mm, plus claire (brun-clair) et d’aspect nettement plus granuleux que la couche 5. Section transversale terne. Il s’agit d’un limon argilo-sableux ; 4 couche fine de 3 mm. Limon très fin et très homogène de décantation. Couleur brune. Coupe au rasoir lisse, brillante.1 : substrate : alluvial gravels and sands of the wadi, deposited before the flood during which layer 2 was deposited ; 2 : 30 mm-thick layer of dark brown colour with an homogenous, finer texture than the layer 3 ; 3 : 2.5-to-3 mm thick, light brown, homogenous layer, with a granular texture coarser than layer 5. Dull transverse section, corresponding to clayey-sandy silt ; 4 : 3 mm thick layer, corresponding to very fine and homogenous, brown decantation silts. Bright, smooth, blade-made section.
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Titre Fig. 8 – Types de fossilisation des réseaux de dessiccation des dépôts de crues à Ras el Aïoun, Oued M’zi, Laghouat, Algérie.Fig. 8 – Types of fossilisation of desiccation cracks developed in flood deposits at Ras el Aïoun, wadi M’zi, Laghouat, Algeria.
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Titre Fig. 9 – La coupe relevée en novembre 1974 dans le lit de l’oued à Ras el Aïoun (Laghouat, Algérie) montre la succession des dépôts fluviatiles et éoliens.Fig. 9 – Succession of fluvial and aeolian deposits as observed along a section of the wadi channel in November 1974, Ras el Aïoun (Laghouat, Algeria).
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Titre Fig. 10 – Un caillou calcaire du piémont de l’Atlas saharien d’Algérie montre un réseau polygonal de fissurations analogue à ceux qu’on observe lors de la dessiccation des limons de crues (A). La surface d’aspect guilloché a subi une micro-dissolution (B).Fig. 10 – Limestone clast of the piedmont of Saharian Atlas of Algeria, exhibiting a polygonal network of cracks similar to those observed in flood silts after desiccation (A). The scalloped-like surface has been affected by micro-solution (B).
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Titre Fig. 11 – Dix types de réseaux de fissuration des cailloux ont été inventoriés sur cinq types de roches ; calcaires, silex, grès, roches endogènes, patines sur grès.Fig. 11 – Ten types of cracks networks on clasts as inventoried on five rock types ; limestone, flints, sandstones, endogenous rocks, patina on sandstones.
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Titre Fig. 12 – Types de fissuration interne de cailloux observés en sections transversales. La géométrie des fissures varie en fonction de la texture des roches.Fig. 12 – Internal crack types as observed along cross sections. The cracks geometry varies according to the rock texture.
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Titre Fig. 13 – Un dreikanter typique ou caillou à facettes. Fig. 13 – Typical “dreikanter” or ventifact clast.
Légende Cette forme pyramidale parfaite est rarement rencontrée sur le terrain. Echantillon provenant du Sahara central.Indeed this perfect pyramidal shape is barely found in the field. Sample from Central Sahara.
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Titre Fig. 14 – Petit bloc de calcaire dur, crypto-cristallin, montrant des vermiculures orientées en petits sillons parallèles (A). Indice très probable d’une micro-dissolution par des gouttes de rosée qui se forment sur les crêtes et qui glissent vers le bas (B). Fig. 14 – Small block of crypto-cristalline, hard limestone, exhibiting vermiculures oriented as parallel, micro-furrows (A). Very likely evidence of micro-solution by due drops which form on small ridges and slowly flow down (B).
Légende Piémont de l’Atlas saharien, Algérie.Saharian Atlas foothills, Algeria.
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Titre Fig. 15 – Deux coupes dans la terrasse alluviale de l’oued Metlili, affluent de l’oued M’zi, près de Laghouat, piémont de l’Atlas (Algérie). Fig. 15 – Two sections in the alluvial terrace of wadi Metlili, a tributary of wadi M’zi, near Laghouat, Atlas foothills (Algeria).
Légende À certains niveaux des galets dégagés par l’érosion montrent des dissolutions en colonnettes.Note in some layers cobbles exhumed by erosion, exhibiting small columns made by solution.
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Titre Fig. 16 – Galet calcaire (ou marno-calcaire) en partie dégagé de la matrice dans la terrasse de l’oued Metlili, Laghouat, Algérie (voir fig. 15). Fig. 16 – Limestone (or marly-limestone) partly exhumed from its matrix ; wadi Metlili terrace, Laghouat, Algeria (see fig. 15).
Légende Le passage des colonnettes (A) aux fausses vermiculures (C) est progressif et sans doute lent.The transition from small columns (A) to false vermiculures (C) is progressive, and probably develops quite slowly in time.
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Titre Fig. 17 – Détail d’un petit bloc calcaire trouvé entre Ghardaïa et El Goléa, Sahara septentrional. Fig. 17 – Detail of a small limestone clast found between Ghardaïa and El Goléa, Northern Sahara.
Légende On y voit trois catégories de processus superficiels : fissuration, dissolution (évasement des fissures) et éolisation (petites cupules et lustre éolien).Three types of superficial processes can be individualised : cracking, solution (cracks enlargement) and aeolian abrasion (small concavities and wind polish).
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Pour citer cet article

Référence papier

François Soleilhavoup, « Microformes d’accumulation et d’ablation sur les surfaces désertiques du Sahara  », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 17 - n° 2 | 2011, 173-186.

Référence électronique

François Soleilhavoup, « Microformes d’accumulation et d’ablation sur les surfaces désertiques du Sahara  », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 17 - n° 2 | 2011, mis en ligne le 30 août 2013, consulté le 22 octobre 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/9376 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.9376

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Auteur

François Soleilhavoup

2, rue de Rennes - 93800 Épinay-sur-Seine, France (f.soleilhavoup@free.fr)

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