SAHARA ALGÉRIEN

Cliché Geiser (Alger).

>RÈS L'OUED SAOURA

Remarquer le petit gara, formé par un témoin d'une couche supérieure rongé à la hase. Le sable venant de droite s'avance dans les diaclases élargies en canaux.

Planche XXXIII.

E. de Martonne. Géographie Physique.

Les influences tectoniques ne sont pas moins importantes. L'horizontalité des couches favorise la formation de plateaux d'une régularité surprenante appelés hamadas dans le Sahara. Le même aspect peut se retrouver dans un ancien massif plissé réduit à l'état de pénéplaine. Une partie des hamadas du Sahara occidental seraient, d'après Gautier [22], des pénéplaines typiques. C'est là par excellence le domaine de la soif, le tanezrouft. Les terrasses d'alluvions anciennes sont, dans le Sahara, recouvertes d'une croûte dure, qui les rend encore plus inhospitalières que les hamadas ordinaires.

Les dislocations tabulaires récentes conservent dans le désert une fraîcheur extraordinaire. C'est ainsi que Gilbert a pu reconnaître au pied des Wasatch des escarpements de faille recoupant des cônes de déjection anciens.

L'architecture plissée s'observe avec une netteté telle qu'on comparerait volontiers les chaînes désertiques à une préparation anatomique. Cette évidence des rapports de la tectonique et du relief a valu aux déserts de l'Ouest des États-Unis d'être une école merveilleuse pour les géologues et morphologistes américains.

Le déchaussement des bancs durs redressés entre deux bancs moins résistants est un des phénomènes qui frappent le plus. L'érosion éolienne proprement dite (corrasion et déflation) peut y avoir sa part en agissant un peu à la manière de l'érosion marine qui dégage les bancs verticaux ou les filons sur une plage.

Le désert de sable. — Au désert de pierres, si varié de formes, s'oppose la monotonie apparente du désert de sable. Il porte partout un nom spécial : dans le Sahara, Erg (pluriel Areg) ; en Asie, Koum (fig. 310).

Les lois de la formation des dunes désertiques sont maintenant bien connues, grâce aux travaux et aux observations de Rolland [9], J. Walther [6] et Sven Hedin [13]. La forme élémentaire la plus commune est celle appelée barchane dans la région transcaspienne. On désigne ainsi des dunes en forme de croissant; la pente douce est du côté convexe où le vent pousse le sable, qui culbute du côté concave (fig. 311, cf. Planche XXX, A). Leurs faibles dimensions les rendent sensibles aux changements périodiques des vents. On observe régulièrement d'une saison à l'autre le remplacement des barchanes à concavité tournée vers le Sud, par des barchanes à concavité tournée vers le Nord. Le groupement des barchanes accolés latéralement donne des dunes allongées perpendiculairement aux vents dominants (fig. 311, B).

E. de Martonne, Géographie physiquo. ***

D'après Cholnoky [4], on désigne sous le nom de Gharmada dans la plaine hongroise une forme de transition très commune dans les régions de petites dunes. Ce sont des talus coniques, qui se forment

Fig. 310. — Extension des déserts de sable {Erg, Koum) dans l'ancien monde, d'après Sven Hedin.

entre des barchanes naissants (fig. 3 12), sur le bord d'une dénivellation. Quand la dénivellation est effacée par l'accumulation du sable, la gliarmada se scinde en deux et les pointes effilées caractéristiques du

Fig. 311. — A. Topographie d'un barchane, levée par E. Cholnoky. — B. Commencement de groupement de barchanes, d'après un plan approximatif levé par J. Walther.

barchane se dessinent. Les grandes régions de dunes résultent de l'association de chaînes de barchanes. La complexité des formes y est due à la mobilité plus ou moins grande des éléments de dimention diverse qui les constituent. Tandis que les vents dominants

Fi

déterminent le rythme général des ondulations, les sautes de vent temporaires peuvent amener la formation d'ondulations secondaires, qui se transforment rapidement (planche XXX, B). C'est ainsi que les crêtes des grandes dunes sahariennes sont constamment remaniées et qu'on peut noter parfois dans le même massif de dunes des barchanes témoignant d'adaptations à des vents de direction différente. D'une manière générale, les formes les plus nettes sont celles des dunes isolées, des barchanes se déplaçant par groupes de deux ou trois à la surface d'une plaine (pi. XXX, A). Plus l'apport de sable augmente, plus la complexité des associations augmente, avec leurs dimensions.

Les formes des régions de dunes ne sont pas toutes exclusivement en rapport avec l'accumulation éolienne ; quelquesunes paraissent dues à l'érosion.

En outre certains détails sont déterminés par les conditions du sous-sol.

Lorsque les amas de sable sont attaqués, au lieu d'être accrus par l'apport de nouveaux matériaux, on voit se creuser des sillons allongés dans le sens des vents dominants. C'est ainsi que s'expliquent les couloirs rectilignes qu'on observe dans les dunes continentales à demi consolidées, par exemple en Hongrie [Cholnoky, 4]. L'origine des Gassi de l'Erg saharien est plus complexe. Ces longs couloirs suivis par les caravanes qui y trouvent des points d'eau à une faible profondeur, sont constamment balayés par des courants atmosphériques déterminés par la position même des grands massifs de dunes, qui est elle-même conditionnée par le sous-sol et l'hydrologie souterraine [Flamand, 23].

Sur le bord de l'Erg, l'érosion éolienne peut aller jusqu'à nettoyer presque entièrement le sol. La dispersion du sable n'est arrêtée que par les touffes de buissons épineux ou d'herbes. Autour de chaque plante se forme une accumulation. Si l'apport de sable augmente, ce monticule sera le point de départ d'une nouvelle dune. L'aspect de ces régions est traduit dans le Sahara par un terme spécial, c'est la nebkay lieu de pâturage recherché, où les points d'eau ne sont pas rares [Gautier, 22]. Dans le Turkestan et l'Ouest des États-Unis, on observe fréquement des sols de nebka.

g. 312. — Chaîne de dunes formée par l'associations de barchanes (B) et de gharmada(G). Topographie schématique exprimée par courbes de niveau et teintes hypsométriques, d'après E. Cholnoky.

Stabilité de l'Erg. L'eau dans les dunes. — Malgré les modifications constantes de leurs formes, les dunes désertiques représentent un essai de fixation des sables.

Rolland dans le Sahara, Sven Hedin dans l'Asie centrale, ont noté la fixité relative des déserts de sable, dont les mouvements sont tout superficiels. Les grandes dunes composées, d'une hauteur relative de plus de cent mètres, sont pratiquement stables. Les empiétements notés çà et là sur les oasis sont des phénomènes locaux et qu'on peut parfois enrayer, comme le prouve l'exemple d'Ain Sefra. Rien n'indique que l'ensemble de la masse des Areg sahariens se déplace dans un sens déterminé; les changements de vents, reflétés par les oscillations périodiques de leur surface, ne paraissent pas

avoir une résultante de sens défini, dans les conditions actuelles de climat.

Les déserts de sable arrivés à cet état de stabilité occupent toujours des dépressions. De là découle leur importance économique. Les grandes dunes sont

40 Kilom.

fig. 313. — Lacs de dunes, appelés bajirs dans l'Asie centrale, d'après Sven Hedin.

des réservoirs d'eau. Une nappe souterraine plus ou moins profonde les pénètre. Quand les vallonnements sont assez prononcés on a chance, en creusant quelque peu, d'y trouver des points d'eau. Ces points, bien connus dans le Sahara, jalonnent les routes de caravanes, qui évitent les hamadas pierreuses pour traverser de préférence Y Erg.

Les conditions d'apparition de l'eau à la surface ou à son voisinage règlent toute la vie saharienne. Aussi la langue arabe a-t-elle une série de termes pour en désigner chaque modalité [Flamand, 23].

Le terme d'oued (pluriel ouadi), désignant les lits parcourus par les crues temporaires, est devenu un terme géographique international qui n'a pas besoin d'être défini. Des flaques d'eau subsistent parfois assez longtemps dans l'oued après la crue, ce sont les redaïr (singulier redir). La sebka, ou chott, est une vaste dépression parfois entourée d'un bord abrupt, avec un fond plat limoneux, sans végétation, plein de fondrières. Il est rare d'y voir de l'eau. Les pluies étalent une couche mince, qui disparaît presque aussitôt et est remplacée par des efllorescences salines blanches.

On appelle madher une dépression alluviale humide, généralement un confluent (ïouadi. La daïa est une cuvette, ou dépression fermée, de dimensions plus réduites. Madher et Daïa sont des lieux de pâturage, passant parfois à la nebka, quand le vent forme de petites dunes autour des buis-

sons. Si le sable est assez humide pour qu'on trouve l'eau en creusant légèrement, on a le sol de tilma. L'aïn est la source, bien différente de nos sources delà zone tempérée humide, souvent réduite à une vasque entourée de roseaux, qui doit être curée pour que l'eau apparaisse.

Dans les déserts de l'Asie centrale, Sven Hedin [13] a fait connaître des conditions très curieuses d'apparition de l'eau. Le cours récemment déplacé du Tarim traverse une haute région de dunes ; la plus grande partie des eaux, s'infiltrant entre les chaînes de dunes perpendiculaires au cours du fleuve, forme des lacs allongés appelés bajirs (fîg. 313)= L'équivalent des chotts est représenté par la cuvette, jadis lacustre, du Lob Nor, dont nous avons déjà expliqué la curieuse évolution (p. 336).

Dans le Turkestan, le nom de takyr est appliqué à ces fonds de vase craquelée, souvent attaqués par l'érosion éolienne. Dans l'Afrique du Sud, ils sont connus sous le nom de makarikari.

Le lœss, définition et extension géographique. — Les effets des actions éoliennes se font sentir indirectement même en dehors des déserts. On a observé depuis longtemps dans la zone méditerranéenne des pluies de poussière, parfois signalées comme des prodiges par les écrivains anciens à cause de leur couleur rouge, mais qui sont dues simplement à la précipitation par la pluie de fines particules solides transportées par les courants supérieurs de l'atmosphère (contre-alizé). C'est à la fixation de poussières d'origine désertique, plus ou moins remaniées par le ruissellement, qu'on attribue généralement la formation d'un terrain spécial connu sous le nom de lœss.

Cette appellation nous est venue d'Allemagne, où on l'applique à une sorte de limon sableux à grain extrêmement fin (0,02 à 0,04 mm. de diamètre). Sa couleur est généralement jaune; pressé entre les doigts, il s'écrase en tachant la main, comme une farine; jeté dans un verre d'eau, il se dissout. Aussi perméable que le sable, traversé de canalicules incrustés de carbonate de chaux, il laisse infiltrer toute l'eau tombée à sa surface. Comme le calcaire, il forme des escarpements verticaux; comme la craie, il contient souvent des concrétions de formes variées, mais toujours calcaires ou magnésiennes (poupées du lœss). Ce dépôt, d'épaisseur très variable, peut atteindre une puissance de 100 m. En général, il est plus épais dans les dépressions et tend ainsi à niveler toutes les inégalités du sol.

Les plaines de lœss sont parmi les régions les plus fertiles de l'Europe moyenne; ce sont par excellence les terres à blé et à betteraves. Hostile à l'arbre, dont les racines sont obligées de s'enfoncer profondément pour chercher un peu d'eau, le lœss est au contraire favorable aux plantes herbacées. De la Picardie à la Pologne, les plaines de lœss forment une frange de régions déboisées depuis

longtemps, qui ont été dans cette zone les premières occupées par l'homme.

Le même genre de sol existe dans l'Amérique du Nord, où il couvre presque toute la zone des prairies, et dans l'Amérique du Sud, où il atteint une épaisseur considérable dans la région des pamjoas

Fig. 314. — Extension du lœss. Ses rapports avec la glaciation quaternaire et avec les régions désertiques et subdésertiques actuelles.

de la République Argentine. Mais c'est en Asie que le lœss a l'extension la plus grande. Son aire entoure d'un cercle de terres fertiles la zone centrale des plateaux et chaînes désertiques depuis le Turkestan jusqu'à la Chine, en passant par la Sibérie méridionale. Les travaux de Richthofen [14] ont rendu classique la région du lœss chinois. Son étendue atteint à peu près 600 000 km. carrés; son épaisseur va jusqu'à plusieurs centaines de mètres. On le trouve à toutes les altitudes, jusqu'à 1 800 m. dans le Chansi, jusqu'à 3 000 m. dans le Outaï-chan. Comme une couverture de neige, il ensevelit le

en çj

pied et les pentes inférieures des montagnes. Attaqué par l'érosion, il est scié par des gorges à parois verticales, dont le fond, changé en torrents de boue après les grandes pluies, sert de route pendant les longues périodes de sécheresse. La formation de ces gorges est liée, comme dans le calcaire, à l'érosion souterraine; des sources y jaillissent fréquemment. Lorsque le lœss offre des lits un peu argileux avec concrétions nombreuses, ces lits déterminent des terrasses aux flancs des vallées élargies (fig. 315). Dans les régions élevées, où le lœss est très épais, l'érosion creuse des labyrinthes de gorges qui rendent les communications des plus difficiles. T aï-yen-fou, dans le Chansi, au milieu d'un bassin de lœss déchiqueté par l'érosion, est ainsi une véritable forteresse naturelle. La richesse des sols de lœss est proverbiale en Chine. Richthofen remarque que leur extension n'est pas sans influence sur l'ethnographie. La limite du lœss marque à peu près la limite extrême de l'expansion du Chinois agriculteur et commerçant.

Théories diverses sur l'origine du lœss. — Peu de problèmes géologiques ont été autant discutés que l'origine du lœss. Les premiers auteurs qui ont étudié les régions de lœss relativement peu étendues d'Europe, ont été surtout frappés de la ressemblance de ce dépôt avec les limons de débordement des rivières et n'y ont vu qu'un produit des grandes inondations de la période dite diluviale. Cette théorie dut être abandonnée lorsqu'on connut plus exactement la répartition géographique du lœss et notamment sa présence dans les montagnes jusqu'à des altitudes considérables. Mais sa ressemblance indéniable avec les boues glaciaires fit naître une théorie qui a trouvé encore jusqu'à ces dernières années des défenseurs. Ce serait dans des lacs de barrage temporaires formés sur le bord des calottes glaciaires, que se serait déposée la boue devenue le lœss [18]. La coïncidence de la zone du lœss en Europe et en Amérique avec la limite extrême de la glaciation quaternaire ne doit pas cependant faire oublier la grande extension du lœss en Asie sur le bord de montagnes désertiques, qui n'ont pas connu le régime de l'inlandsis (fig. 314). Quant à la théorie assimilant le lœss à un limon provenant directement de la décomposition des roches sous-jacentes et étalé par le ruissellement, elle est née de l'étude de pays où les caractères du lœss typique sont sensiblement altérés, et n'est plus guère soutenue que par des géologues ne connaissant pas les grandes régions de lœss asiatiques.

C'est au géologue Richthofen [14] que revient le mérite d'avoir formulé avec netteté et fait généralement admettre l'origine éolienne du lœss, encore contestée, il est vrai, par un certain nombre de savants. Cette théorie est née de ses études en Chine. La position de la zone du lœss, formant une frange en bordure de la grande région désertique de l'Asie centrale, l'avait vivement frappé. Les tempêtes de poussière, si fréquentes dans les déserts, lui avaient montré la puissance du vent comme agent de transport. L'origine du lœss asiatique devait donc être cherchée dans les déserts. Les fines poussières, derniers produits de la trituration des sables, arrivaient

portées par les vents, nux confins de la zone sèche; précipitées par les pluies, ou tombant lentement par leur propre poids, elles étaient fixées par les herbes des steppes, dont les racines ont laissé comme trace les canalicules caractéristiques du lœss. L'érosion et le ruissellement ont pu d'ailleurs, dans la suite, entraîner au loin une partie du lœss ainsi formé et le déposer comme alluvion dans les plaines lacustres ou le long des rivières.

Cette théorie a soulevé plus d'une objection, surtout chez les géologues qui ne connaissent que les régions de lœss en Europe. La plus sérieuse est celle tirée de la faune du lœss, contenant des Gastéropodes qui appartiennent actuellement à la faune des régions humides. On doit cependant ne pas oublier que la plupart des géologues qui ont étudié les pays de lœss typique en Asie, notamment Logzy [12] et Obroutciiev [24] restent fidèles à Ja théorie éolienne, et, en modifiant quelque peu le point de vue de Richthofen, semblent avoir répondu même à l'objection tirée de la faune. On remarque que partout où existent de grandes étendues de lœss, il y a passage graduel de ce dépôt à des dunes plus ou moins stables. Dans les déserts mêmes, des dépôts de lœss se forment aux endroits où existe quelque végétation ou un peu d'humidité. Parfois ils sont façonnés en petites dunes. Mais ils ne peuvent persister et le vent emporte toujours plus loin les fines poussières, jusqu'à ce qu'il rencontre le commencement de la zone humide. Là se fait la précipitation définitive du lœss, dépôt de steppe dont l'accumulation continue encore en Asie dans les régions humides en bordure des déserts. Le ruissellement est d'ailleurs capable d'étendre le lœss bien au delà de sa zone de formation. Ainsi s'explique la ceinture de lœss qui frange partout les montagnes des régions sèches, en même temps que les grandes étendues couvrant les plaines relativement humides qui sont sous le vent de régions d'érosion éolienne. D'après Obroutchev,Ielœss n'est pas, comme semblait le croire Richthofen, caractéristique des bassins intérieurs, et a dû commencer à se former en Chine dans des conditions identiques aux conditions actuelles. L'épaisseur et l'extension du dépôt en Asie est en rapport avec la force et la constance plus ou moins grande des vents venant du centre désertique.

En Europe la formation du lœss a cessé depuis qu'un climat plus humide a succédé à la phase relativement sèche et chaude qui a suivi la période glaciaire (Cf. p. 225). Aussi ses caractères ont-ils déjà été altérés. On a reconnu plusieurs périodes d'altération correspondant à des phases humides et marquées par des couches de lœss décalcifié [Ladrière, 25]. Rien de pareil en Asie où la période du lœss paraît avoir été continue.

La présence du lœss vers la limite de l'extension glaciaire quaternaire peut encore s'accorder avec sa formation par précipitation éolienne. La préparation des matériaux fins peut avoir été opérée aussi bien par les glaciers que par l'érosion désertique. Les moraines boueuses et sableuses offraient une abondance de particules ténues, dont le vent pouvait s'emparer.

En résumé, le lœss est un dépôt dont la zone de formation marque la fin des transports éoliens et le commencement de la région où règne l'érosion pluviale. C'est donc bien en définitive le terme des actions éoliennes.

Les origines du régime désertique. — La cause principale de la formation des déserts est évidemment la sécheresse du climat. On peut se demander depuis quand date cette sécheresse. Tous les traits du relief des zones désertiques ne semblent pas en effet explicables par les conditions actuelles de l'érosion. Les vallées n'ont pas toutes au même degré l'empreinte du modelé éolien. L'accumulation du sable formant les Areg dans les dépressions paraît difficilement explicable par la seule action du vent et des ouadi actuels. Il paraît d'ailleurs assez invraisemblable a priori que la période froide et pluvieuse, qui a déterminé à l'époque quaternaire la grande extension glaciaire des régions de haute latitude, n'ait pas eu son contre-coup dans la zone tropicale. Nous savons que les glaciers coiffant actuellement les pics les plus élevés des régions équatoriales sont réellement descendus à l'époque quaternaire jusqu'à 3 000 m. et même 2 000 m. (Rouwenzori, cf. chap. vin).

Depuis longtemps, on a supposé que le Sahara avait été jadis une région pluvieuse. Le dessèchement du Sud Algérien dans la période historique a été soutenu, sans preuves suffisantes il est vrai, par divers auteurs. Les nombreux faits réunis par Passarge pour prouver un dessèchement progressif du Kalahari depuis moins d'un siècle [19] peuvent être simplement des indices de variations du climat. Mais il est certain qu'il y a eu dans les déserts africains une période pluviale, correspondant à notre période glaciaire. C'est à cette période que Passarge attribue le transport des sables qui inondent tout le Kalahari central et auraient été convoyés par de grands fleuves se perdant dans des lacs intérieurs. La même hypothèse paraît applicable au bassin du Tarim et du Gobi. Dans le Sahara, les témoignages d'une activité pluviale pendant le quaternaire sont multiples. Pomel [10] a remarqué depuis longtemps que la faune quaternaire de la région des chotts tunisiens indique un climat humide; des témoignages semblables nous sont rapportés maintenant du Sahara central. L'accumulation des Areg dans les dépressions pourrait avoir été préparée par les transports des grands fleuves quaternaires, dont les ouadi marquent à peu près l'emplacement [Gautier, 22].

L'existence d'un relief mal disposé pour l'écoulement des eaux vers la mer était donc nécessaire à la préparation du régime désertique actuel. D'où son extension dans les plateaux compris entre les chaînes de plissements de l'Asie centrale, et dans ce continent massif et inarticulé qu'est l'Afrique. Dans certains cas cependant, les eaux se sont conquis un écoulement vers la mer et une bande plus ou moins large a été ainsi soustraite au régime désertique. C'est ce qui

est arrivé notamment en Asie, grâce à la formation du bassin du Hoang-ho et du Yang-tse-kiang, et même en Afrique, grâce à celle du Niger. Dans l'Amérique du Nord, la Snake River, affluent de la Golumbia, a réussi le même travail, qui a profité aussi à certains bassins intérieurs des Andes. D'une manière générale, on peut dire que les régions dont le drainage est assuré sont à moitié sauvées du régime désertique. Par le travail de l'érosion régressive, le bassin de la rivière peut espérer se développer; avec lui s'étendra la zone du modelé d'érosion. Quelques fleuves originaires des régions équatoriales pluvieuses sont encore en état de traverser les zones désertiques, malgré l'amaigrissement de leur régime (Nil, Orange); ils portent avec eux la vie le long de leurs vallées.

Anciens déserts, pénéplaines désertiques africaines. — La fin de

la période glaciaire ayant marqué l'établissement du régime désertique, on est en droit de se demander si ce changement n'a pas été un retour à un état de choses antérieur. L'ancienneté des déserts peut être soutenue, et, si elle est prouvée, il en résulte des conséquences très importantes au point de vue morphologique pour les contrées où aucune invasion marine ne s'est fait sentir depuis \

Le continent africain, presque entièrement formé de roches anciennes, émergées depuis le primaire, est un terrain tout désigné pour vérifier pareille hypothèse. La conclusion des études détaillées de Passarge dans le Kalahari [19] est que cette région a réellement été un désert pendant presque toute la période secondaire (du lias au crétacé). lien aurait été de même de l'Australie et, d'après Bornhardt [20], ce régime se serait également étendu aux hauts plateaux de l'Afrique équatoriale. Si l'Asie intérieure, en partie formée de couches récentes, ne peut avoir connu le régime désertique à une époque ancienne, il n'est pas invraisemblable qu'elle y ait été soumise à l'époque tertiaire, à la suite des plissements qui ont formé des cuvettes et des bassins intérieurs.

Une longue période de régime désertique doit avoir sur la topographie des effets tout particuliers. Les déserts datant de la fin du quaternaire sont tout récents : l'évolution du modelé éolien y est si peu avancée que l'empreinte du modelé fluvial est encore sensible, surtout dans les reliefs montagneux. Mais si le modelé éolien se

1. Le régime désertique Permien et Triasique, par lequel certains géologues expliquent les dépôts gypso-salins de ces périodes, perd toute importance au point de vue géographique du fait que la topographie qu'il a pu créer a été complètement détruite depuis longtemps par les invasions marines et l'érosion.

poursuit pendant plusieurs périodes géologiques, il doit être capable de transformer radicalement la surface du sol. Les efforts combinés de la décomposition, des érosions torrentielles et de l'ablation, «'exerçant particulièrement dans les régions en saillie, doivent tendre à les faire disparaître. Plus les pentes s'uniformisent, plus le vent a prise sur toute la surface. Il semble donc que les reliefs doivent être tôt ou tard nivelés, ne laissant comme témoins que des montagnes isolées à pentes extrêmement raides, rongées par la base. Telle serait d'après Passarge l'origine des montagnes témoins (Zeugenberge) de l'Afrique méridionale, et la présence de formes analogues dans l'Afrique équatoriale y témoignerait de l'ancienne extension du régime désertique.

Le nivellement, s!étendant de proche en proche, doit faire peu à peu disparaître les témoins et aboutir à la formation de véritables pénéplaines désertiques en creux. Les débris, triturés par les actions éoliennes, peuvent en effet devenir assez ténus pour être emportés très loin, jusqu'en dehors de la zone sèche. Cette exportation des débris de l'érosion désertique est attestée par le lœss et les pluies de sable d'origine saharienne dans la région méditerranéenne. L'accumulation des Areff dans les dépressions à l'époque actuelle est due au grand lavage opéré par les cours d'eau quaternaires, mais ne correspond probablement pas à ce qui se passait dans les longues périodes désertiques antérieures. Le fond des cuvettes pouvait être nettoyé entièrement et continuellement creusé, jusqu'à ce qu'un certain équilibre s'établît entre le creusement et la possibilité du transport. Ainsi s'expliquerait la prédominance des cuvettes intérieures dans le vieux continent africain [Davis, 21].

Ces théories ingénieuses méritaient d'être signalées, quoique leur exactitude ait encore besoin d'être confirmée par des recherches plus approfondies et plus générales. L'ancienneté des déserts semble en tous cas hors de doute. Une plus grande extension de la zone désertique n'est pas invraisemblable. Le recul ou la disparition partielle des déserts pendant le quaternaire sont des faits certains. Les conséquences morphologiques de ces faits prouvent combien le climat est un facteur essentiel du relief.

1. — Sokolov. Die Dùnen, Bildung, Entwickelung und innerer Bau. Trad. allemande. Berlin, 1894. In-8°, 288 p., I pi.

2. — Baschin (6.). Die Entstehung wellenâhnlicher Formen. Z. Ges. f. Erdk. Berlin, XXXIV, 1899, p. 408-424 (Cf. Dûnenstudien, ibid., XXXVIII, 1903, p. 422-430).

3*. — Bert (J.). Notice sur les dunes de Gascogne. Paris, lmpr. nat., 20 oct. 1900. In-8°, 318 p., 14 pi. — Cf. A. Lafond. Fixation des dunes, les paysages de dunes. Paris, lmpr. nat., 6 août 1900. In-8°, 40 p., 8 pi.

4*. — Cholnoky (Eugen von). Die Bewegungsgesetze des Flugsandes. Fôldtany Kôzlôny, XXXII, 1902, p. 106-143, 2 pi.

5. — Gerhardt (P.). Handbuch des deutschen Dûnenbaues. In-8°, xxvm- 656 p., 445 fig. (phot. et cartes), spéc. Géologie par Jentzsch.

6*. — Walther (J.). Das Gesetz der Wustenbildung. Berlin, 1900. In-8°, 175 p., 50 phot.

7*. — Futterer (K.). Ein Beispiel fur Winderosion am Heidelberger Schloss. Mit. Bad. Geol. Anstalt,\\\, 1897, p. 473-496, pi. 13-16.

8. — Brunhes (J.). Érosion tourbillonnaire éolienne. Contribution à l'étude de la morphologie désertique. Mem. Ac. Rom. deinuovi Lincei, XXI, 1903, p. 129- 148, pi. 4, 5.

9. — Rolland. Sur les grandes dunes du Sahara. Bul. Soc. Géol. Fr., (3), X, 1882, p. 30-47. — Cf. Géologie du Sahara Algérien. Documents relatifs à la mission de Laghouat-El-Golëa-Ouargla-Biskra. Rapport géologique. Paris, lmpr. Nat., 1890. In-4°, 275 p., atlas (v. sp. p. 218 sq.).

10. — Pomel. Le Sahara. Observations de Géologie et de Géographie physique et biologique. Alger, 1872, in-8°, 139 p.

11*. — Foureau (F.). Mission saharienne, documents scientifiques. Paris, 1900, t. I, in-4°.

12. — Loczy. Wissenschaftliche Ergebnisse der Reisen des Grafen B. Szechenyi in Ostasien, 1877-1880. Wien, 1893, t. I. in-4°, CCLUI + 851 p., 175 fig., 10 pi.

13*. — Hedin (Sven). Scientific results of a journey through Central Asia, 1899-1900. Stockholm, 1904 et 1905, vol. I et II, in-4°, 523 et 717 p., 56 et 76 pi.

14. — RiciiTHOFEN (Fr. von). China, Ergebnisse eigener Reisen und darauf gegrûndeter Studien. Berlin, 1877, t. I, in-4°, 758 p., 11 cartes (spéc. sur le lœss, voir p. 56-125; Cf. Verh. K. Geol. Reichsanst., 1878, p. 189, et Geol. Mag., 1882, p. 293).

15. — Hilgard (E.). The lœss of the Mississipi valley and the œolian hypothesis. Am. J. of. Se. (3), XVIII, 1879, p. 106-112.

46. — Chamberlin et Sai.isbury. Preliminary paper on the driftles area. An.Rep. U. S. Geol. Surv., VI, 1884-85, p. 199-322. —Cf. Salisbury. Lœss of the Wisconsin driftformation. J. of Geol., IV, 1896, p. 929-937.

47. — Sauer. Ueber die œolische Entstehung des Lœss am Rande der Norddeutschen Tiefebenen. Z. /. Naturiviss. Halle, 1889.

18. — Wahnschaffe. Beitrag zur Lœssfrage. Jb. K. Pr. Geol. Landesanstalt, 1889, p. 328-346 (Cf. Die QuarUirbildungen der Umgegend von Magdeburg. Abh. Geol. Karte von Preussen, VII, 1885).

19. — Passarge. Die Kalahari, Versuch einer physisch-geographischen DarstellungderSandfelder des Sùdafrikanischen Beckens. Berlin, 1904. In-8°, 822 p., Atlas, 21 pi. (Cf. Rumpflâche und Inselberge. Z. D. Geol. Ges., LVI, 1904, p. 193-209).

20. — Bornhardt. Zur Oberflâchengestaltung D. Ostafrikas. Berlin, 1900. In-8°, 595 p., 28 pi., atlas de 8 cartes.

21. — Davis. The geographical cycle in an arid climate. J. of Geol., XIII, 1905, p. 381-407.

22*. — Gautier (E.-F.) et Chudeau (R.). Missions au Sahara. I. Sahara Algérien, Paris, 1908, in-8°, 371 p. — IL Sahara Soudanais, Paris, 1909, in-8°, 326 p. (Cf. Gautier, Études Sahariennes, A. d. G., 1907, p. 46-69 et 117-138).

23. — Flamand (G.-B.-M.). De l'Oranie au Gourara. Paris, 1898. In-8°, 236 p., 1 carte. — Cf. Glossaire des principaux termes géo-hydrographiques arabes et berbères de l'Afrique du Nord. Alger, 1909. In-8°, 31 p.

24. — Obroutchev (W.-A.). La question de l'origine du lœss. Trudy Geol. Corn. XV, 1, Saint-Pétersbourg 1903 (en russe, résumé par G. Merzbacher, Die Frage der Entstehung des Lôsses P. M., 1913, p. 16, 69 et 126.

25. — Ladrière (J.). Étude stratigraphique du terrain quaternaire du Nord de la France (An. Soc. Géol. du Nord, XVIII, 1890, p. 93-149 et 205-276).

26. — Solger (Fr.). Studien ûber deutsche Inlanddùnen. Forsch.. z. D. Landes und Volksk., 1910, XIX, 1, 89 p.

CARTES A CONSULTER

Hamadas. — Schweinfurth (G.). Aufnahmen in der ôstlichen Wiïste von iEgypten, 8 feuilles au 1 : 200 000 et 1 au 1 : 30 000. Berlin, 1900-02. Algérie, 200 000 : Laghouat 67.

Dunes. — France, 80 000 : 214 Vieux-Boucau NE. et SE., 202 Coulis-les- Bains SE., 203 Sore NW. et SW., 180 Bordeaux NW. et SW. Autriche, 75 000 : Versecz XXIV-25, Bavanistie XXIV-26, Pancsova XXIII-26.

Ennoyage désertique. — Algérie, 200 000 : 27 Batna, 28 Ain Beida, 17 Constantine, 34 Chellala.

États-Unis, 125 000 : California-Arizona : Yuma, Needles Spécial map.

États-Unis, 62 500 : California : Cucamonga, San Antonio, Pomona, Coluza; — Arizona : Désert Well.