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l'Asie orientale s'est graduellement amélioré (had been progressively better) depuis le Pliocène jusqu'à la fin du Quaternaire ». Il me semble que c'est justement le contraire qu'il faudrait attendre du fait que l'Asie orientale s'est graduellement rapprochée du pôle pendant cette même période. Il y a là entre ses cartes et son texte une contradiction difficile à masquer. C'est, ajoute-t-il, pendant cette longue période que « la combinaison d'une position sensiblement plus méridionale qu'aujourd'hui, coïncidant avec deux phases pluviales successives, séparées par un intervalle sec, ont permis la réalisation de conditions extraordinairement favorables à l'altération subaérienne des roches », aboutissant à la formation de latérites comparables à celles de l'Indo-Chine : les Terres rouges à Hipparion... (à leurs dépens se seraient ensuite formés les loess). Il résulte de ces faits climatiques qu'il est difficile de paralléliser les dépôts asiatiques aux dépôts européens et nord-américains. L'auteur croit pourtant que le gisement de Chou Kou Tien (Sannanien supérieur) date de l'interglaciale Günz-Mindel. Je n'insiste pas sur les périodes antérieures : Pliocène, Miocène, Oligocène et Eocène qui sortent du domaine qui nous intéresse ici, et je me contente de remarquer, pour conclure, que l'hypothèse de Davidson Black se heurte aux mêmes objections que celles de Köppen-Milankovitch et de Simpson. J'en ai déjà énuméré quelques-unes, insistant notamment sur le fait que les recherches de Klute ont montré que les Andes subtropicales du Chili se trouvaient au Pléistocène sous la même latitude qu'aujourd'hui (cf. L'Anthropologie, t. XLI, p. 325). De plus, dans l'hypothèse de l'auteur, où la Sibérie orientale et la Patagonie sont de plus en plus éloignées des pôles au fur et à mesure qu'on remonte dans les temps pléistocènes, les calottes glaciaires de ces deux régions restent inexplicables. Rien que par la présentation graphique de pareils faits, même s'ils sont défavorables à sa thèse, le grand travail cartographique de Davidson Black m'apparaît encore comme d'un incontestable intérêt. R. VAUFREY. WOLDSTEFT (P.). Kommen Polverlagerungen als Ursache der diluvialen Eiszeiten in Frage ? (Les déplacements des pôles sont-ils la cause des glaciations pléistocènes ?). Extr. des Sitzungsberichten d. Preuss. geologischen Landesanstalt, Heft. 5, 1930, pp.
celles de Köppen-Milankovitch et de Simpson. J'en ai déjà énuméré quelques-unes, insistant notamment sur le fait que les recherches de Klute ont montré que les Andes subtropicales du Chili se trouvaient au Pléistocène sous la même latitude qu'aujourd'hui (cf. L'Anthropologie, t. XLI, p. 325). De plus, dans l'hypothèse de l'auteur, où la Sibérie orientale et la Patagonie sont de plus en plus éloignées des pôles au fur et à mesure qu'on remonte dans les temps pléistocènes, les calottes glaciaires de ces deux régions restent inexplicables. Rien que par la présentation graphique de pareils faits, même s'ils sont défavorables à sa thèse, le grand travail cartographique de Davidson Black m'apparaît encore comme d'un incontestable intérêt. R. VAUFREY. WOLDSTEFT (P.). Kommen Polverlagerungen als Ursache der diluvialen Eiszeiten in Frage ? (Les déplacements des pôles sont-ils la cause des glaciations pléistocènes ?). Extr. des Sitzungsberichten d. Preuss. geologischen Landesanstalt, Heft. 5, 1930, pp. 52-54. D'autres arguments contre le déplacement des pôles, tout au moins au Pléistocène, sont apportés ici par Paul Woldstedt : 1° Rien ne prouve qu'il y ait eu un déplacement des centres glaciaires de l'Ouest vers l'Est, pas plus en Europe qu'en Amérique. 2° La dernière glaciation est, relativement à la précédente, plus développée en Amérique du Nord (90 %) qu'en Europe (60 %). Ce devrait être le contraire dans l'hypothèse de Köppen-Wegener. 3° Les dépôts du dernier interglaciaire témoignent, en Amérique comme en Europe, d'un climat au moins aussi favorable qu'aujourd'hui. Pourtant, à l'époque de la formation des couches de Toronto, par exemple, celles-ci se trouvaient, d'après Köppen-Wegener eux-mêmes, sous 60° de latitude Nord et non sous 44° comme aujourd'hui. 4° Par contre, d'après ces mêmes auteurs, la Sibérie orientale se trouvait à l'époque glaciaire sous une latitude beaucoup plus basse (de 15°) qu'aujourd'hui : nous savons cependant, depuis Obrutschef, qu'elle était alors le siège d'une calotte glaciaire. Au Kamtchatka, de même, les glaciers descendaient jusqu'à la mer : Köppen-Wegener éludent la difficulté en attribuant au Miocène les glaciers sibériens; mais tout le monde sait qu'ils renferment des restes d'une faune pléistocène typique. 5° Les hautes montagnes du Nord
la précédente, plus développée en Amérique du Nord (90 %) qu'en Europe (60 %). Ce devrait être le contraire dans l'hypothèse de Köppen-Wegener. 3° Les dépôts du dernier interglaciaire témoignent, en Amérique comme en Europe, d'un climat au moins aussi favorable qu'aujourd'hui. Pourtant, à l'époque de la formation des couches de Toronto, par exemple, celles-ci se trouvaient, d'après Köppen-Wegener eux-mêmes, sous 60° de latitude Nord et non sous 44° comme aujourd'hui. 4° Par contre, d'après ces mêmes auteurs, la Sibérie orientale se trouvait à l'époque glaciaire sous une latitude beaucoup plus basse (de 15°) qu'aujourd'hui : nous savons cependant, depuis Obrutschef, qu'elle était alors le siège d'une calotte glaciaire. Au Kamtchatka, de même, les glaciers descendaient jusqu'à la mer : Köppen-Wegener éludent la difficulté en attribuant au Miocène les glaciers sibériens; mais tout le monde sait qu'ils renferment des restes d'une faune pléistocène typique. 5° Les hautes montagnes du Nord du Japon (aujourd'hui par 36-37° de latitude Nord), à 3200 mètres, ne comportent plus aucun glacier. Dans l'hypothèse considérée, elles auraient été à l'époque glaciaire, d'une quinzaine de degrés plus au Sud : comment expliquer que la limite des neiges persistantes y soit alors descendue jusqu'à 2500 mètres. Enfin, après avoir évoqué encore les arguments de Klute auxquels j'ai déjà fait allusion plus haut (p. 351), l'auteur conclut que, s'il y a peut-être eu des oscillations des pôles au cours des temps géologiques, celles-ci ont été trop réduites pendant la courte époque pléistocène, pour pouvoir être prises en considération. Les critiques de Paul Woldstedt me semblent parfaitement pertinentes : dans ses applications au Pléistocène, la théorie de Köppen-Wegener est en contradiction avec les faits géologiques les mieux établis. R. V. ANDERSEN (S.-A.). The waning of the last continental glacier in Denmark as illustrated by varved clay and eskers (La disparition de la dernière calotte glaciaire au Danemark, d'après l'étude des argiles zonées et des eskers). The Journal of Geology, 1931, pp. 609-624, 5 figures. L'étude des conditions qui ont présidé, dans l'île de Seeland (Danemark), au dépôt des eskers et des argiles zonées (varves), montre que la glace des inlandsis,
avoir évoqué encore les arguments de Klute auxquels j'ai déjà fait allusion plus haut (p. 351), l'auteur conclut que, s'il y a peut-être eu des oscillations des pôles au cours des temps géologiques, celles-ci ont été trop réduites pendant la courte époque pléistocène, pour pouvoir être prises en considération. Les critiques de Paul Woldstedt me semblent parfaitement pertinentes : dans ses applications au Pléistocène, la théorie de Köppen-Wegener est en contradiction avec les faits géologiques les mieux établis. R. V. ANDERSEN (S.-A.). The waning of the last continental glacier in Denmark as illustrated by varved clay and eskers (La disparition de la dernière calotte glaciaire au Danemark, d'après l'étude des argiles zonées et des eskers). The Journal of Geology, 1931, pp. 609-624, 5 figures. L'étude des conditions qui ont présidé, dans l'île de Seeland (Danemark), au dépôt des eskers et des argiles zonées (varves), montre que la glace des inlandsis, avant de disparaître, était d'abord abandonnée sur place par le glacier en voie de retrait, comme un corps mort, en arrière duquel, souvent à plusieurs dizaines de kilomètres du front primitif, de nouvelles moraines frontales se formaient sous la glace, au point de contact de la glace vive et de la glace morte. C'est ainsi que les argiles zonées de cette île forment généralement les collines les plus élevées. Il faut donc qu'elles se soient déposées dans des lacs, localement creusés dans les glaces mortes. Le dépôt des eskers dans les chenaux sous-glaciaires s'est effectué de même au moment où les eaux qui empruntaient ces chenaux cessaient d'être soumises à la pression hydrostatique, par suite de la transformation de la glace vive en glace morte. De plus, l'examen de quatre chaînes d'eskers d'une même région ont montré qu'ils offrent tous une même disposition et sont composés chacun de dix éléments. Les variations parallèles de la grosseur des sédiments, d'une extrémité à l'autre de ces éléments, prouvent enfin qu'ils ne correspondent chacun qu'au dépôt d'une année, effectué pendant que le point de contact entre la glace morte et la glace vive passait à sa hauteur. La présence de ces dix éléments
la glace morte. C'est ainsi que les argiles zonées de cette île forment généralement les collines les plus élevées. Il faut donc qu'elles se soient déposées dans des lacs, localement creusés dans les glaces mortes. Le dépôt des eskers dans les chenaux sous-glaciaires s'est effectué de même au moment où les eaux qui empruntaient ces chenaux cessaient d'être soumises à la pression hydrostatique, par suite de la transformation de la glace vive en glace morte. De plus, l'examen de quatre chaînes d'eskers d'une même région ont montré qu'ils offrent tous une même disposition et sont composés chacun de dix éléments. Les variations parallèles de la grosseur des sédiments, d'une extrémité à l'autre de ces éléments, prouvent enfin qu'ils ne correspondent chacun qu'au dépôt d'une année, effectué pendant que le point de contact entre la glace morte et la glace vive passait à sa hauteur. La présence de ces dix éléments associés, dans les quatre eskers considérés, témoigne donc que le retrait des glaces dans la région délimitée par ces eskers — environ 30 kilomètres — n'a duré que dix années. En ce qui concerne les varves, l'auteur croit que chacun des lits successifs d'argile ne correspond point nécessairement à un hiver entier, mais peut-être à une seule nuit ou à une série de nuits. Là où de Geer, dans ses travaux au Danemark, a compté 400 varves, celles-ci ne sont que le dépôt d'une vingtaine d'années. Les estimations chronologiques de de Geer pour ce pays sont donc certainement trop élevées. Ces constatations sont réconfortantes quand on songe aux chiffres démesurés fournis, dans leurs évaluations de la durée des périodes glaciaires, par certains auteurs chez qui la science n'exclut pas la fantaisie. R. V. DUPONT (H.). Les sols polygonaux dans les Alpes et la genèse des sols polaires. Annales de Géographie, XL, 1931, pp. 610-619, pi. XIV. L'attention est actuellement attirée sur les sols mouvants des régions arctiques et les phénomènes de solifluxion. À propos des belles recherches de Gripp et de Salomon, j'en ai parlé à plusieurs reprises l'année dernière (L'Anthropologie, t. XLI, pp. 150, 153 et 519). M. Gignoux
hiver entier, mais peut-être à une seule nuit ou à une série de nuits. Là où de Geer, dans ses travaux au Danemark, a compté 400 varves, celles-ci ne sont que le dépôt d'une vingtaine d'années. Les estimations chronologiques de de Geer pour ce pays sont donc certainement trop élevées. Ces constatations sont réconfortantes quand on songe aux chiffres démesurés fournis, dans leurs évaluations de la durée des périodes glaciaires, par certains auteurs chez qui la science n'exclut pas la fantaisie. R. V. DUPONT (H.). Les sols polygonaux dans les Alpes et la genèse des sols polaires. Annales de Géographie, XL, 1931, pp. 610-619, pi. XIV. L'attention est actuellement attirée sur les sols mouvants des régions arctiques et les phénomènes de solifluxion. À propos des belles recherches de Gripp et de Salomon, j'en ai parlé à plusieurs reprises l'année dernière (L'Anthropologie, t. XLI, pp. 150, 153 et 519). M. Gignoux a observé lui-même des sols polygonaux dans les Alpes et il en donne dans cet article une nouvelle explication. On sait que, dans les régions polaires, il existe, à partir de 1 à 2 mètres de profondeur, une zone où le sol ne dégèle jamais (sols de toundra), dont la profondeur peut atteindre 150 mètres et plus (peut-être jusqu'à 300). Au moment des premiers froids, dit M. Gignoux, l'eau contenue dans le sol superficiel dégelé se congèle d'abord à la surface, souvent sous forme de couches lenticulaires de glace qui, jusqu'au moment de la congélation totale, se nourrissent en aspirant l'eau de la nappe établie sur le sous-sol perpétuellement gelé et par conséquent imperméable. Cette congélation s'accompagne d'une dilatation qui gonfle la surface du sol, et se traduit horizontalement par une pression qui oriente verticalement les débris rocheux qui s'y trouvent. Au dégel, les eaux libérées regagnent la profondeur et les lentilles de glace sont remplacées en surface par les éléments les plus mobiles du sol, sous forme de boues argileuses. L'ensemble de ces phénomènes aboutissent donc à la formation d'un courant ascendant et à la concentration, en certains points de la surface, des éléments terreux les plus fins, phénomènes
profondeur peut atteindre 150 mètres et plus (peut-être jusqu'à 300). Au moment des premiers froids, dit M. Gignoux, l'eau contenue dans le sol superficiel dégelé se congèle d'abord à la surface, souvent sous forme de couches lenticulaires de glace qui, jusqu'au moment de la congélation totale, se nourrissent en aspirant l'eau de la nappe établie sur le sous-sol perpétuellement gelé et par conséquent imperméable. Cette congélation s'accompagne d'une dilatation qui gonfle la surface du sol, et se traduit horizontalement par une pression qui oriente verticalement les débris rocheux qui s'y trouvent. Au dégel, les eaux libérées regagnent la profondeur et les lentilles de glace sont remplacées en surface par les éléments les plus mobiles du sol, sous forme de boues argileuses. L'ensemble de ces phénomènes aboutissent donc à la formation d'un courant ascendant et à la concentration, en certains points de la surface, des éléments terreux les plus fins, phénomènes qui caractérisent les sols polygonaux. Quand les massifs boueux ainsi consommés sont éloignés les uns des autres, ils sont entourés de cercles de pierres et, si ceux-ci viennent à se toucher, ils prennent un aspect polygonal. Les idées sur la genèse des sols polygonaux sont basées sur les expériences de laboratoire de S. Taber, exposées antérieurement dans le Journal of Geology, et dont l'auteur, si je comprends bien, n'envisagait pas spécialement l'application à l'étude des sols arctiques. C'est dire que M. Gignoux, comme Salomon et contrairement à Gripp, ne croit pas que les courants de convection des sols mouvants soient l'effet d'une simple différence de température, et par conséquent de densité, entre la surface et la profondeur, les teneurs variables des boues en suspension suffisant probablement à créer des différences de densité beaucoup plus fortes. Deux belles photographies, dues à E. Raguin, nous font connaître des sols polygonaux observés par M. Gignoux en 1920 dans les Alpes françaises, au col de la Leysse, à l'extrémité Sud-Est de la Grande-Motte. R. V. BRIQUET (A.). Le Quaternaire de l'Alsace. Extr. du Bull. Soc. géologique de France, IV série, t. XXX, 1930, pp. 977-1014, 13 figures. Ce mémoire est une excellente synthèse de
laboratoire de S. Taber, exposées antérieurement dans le Journal of Geology, et dont l'auteur, si je comprends bien, n'envisagait pas spécialement l'application à l'étude des sols arctiques. C'est dire que M. Gignoux, comme Salomon et contrairement à Gripp, ne croit pas que les courants de convection des sols mouvants soient l'effet d'une simple différence de température, et par conséquent de densité, entre la surface et la profondeur, les teneurs variables des boues en suspension suffisant probablement à créer des différences de densité beaucoup plus fortes. Deux belles photographies, dues à E. Raguin, nous font connaître des sols polygonaux observés par M. Gignoux en 1920 dans les Alpes françaises, au col de la Leysse, à l'extrémité Sud-Est de la Grande-Motte. R. V. BRIQUET (A.). Le Quaternaire de l'Alsace. Extr. du Bull. Soc. géologique de France, IV série, t. XXX, 1930, pp. 977-1014, 13 figures. Ce mémoire est une excellente synthèse de la question, compliquée par des interventions tectoniques, des alluvions de la vallée moyenne du Rhin, de ce qu'on appelle la dépression rhénane. La coupe de Hangenbieten, près de Strasbourg, montre la succession suivante, de bas en haut : 1° Sables du Rhin à Hippopotame et faune malacologique du type de Mosbach, en relations avec les alluvions des plateaux et la haute terrasse (15-20 mètres) des vallées vosgiennes. En pénétrant dans la vallée rhénane, ces alluvions sont entraînées en profondeur par l'affaissement de cette vallée. 2° Au-dessus se sont déposées, au fur et à mesure de cet affaissement, les nappes alluviales de la terrasse d'Hangenbieten, épaisses de 75 mètres vers le Nord, de 90 mètres vers le Sud et dont la surface est à environ 25 mètres au-dessus de la plaine alluviale récente. Sur ces alluvions épaisses se trouvent successivement : 3° Un mélange fluvial à faune froide, 4° Le loess ancien proprement dit, lehmifié à sa partie supérieure (dernier interglaciaire), et 5° Le loess récent (dernier glaciaire). D'une manière générale, on peut admettre que les terrasses de 25 mètres, en aval et en amont, telles que la haute terrasse de la vallée suisse du Rhin et telles que les terrasses
Mosbach, en relations avec les alluvions des plateaux et la haute terrasse (15-20 mètres) des vallées vosgiennes. En pénétrant dans la vallée rhénane, ces alluvions sont entraînées en profondeur par l'affaissement de cette vallée. 2° Au-dessus se sont déposées, au fur et à mesure de cet affaissement, les nappes alluviales de la terrasse d'Hangenbieten, épaisses de 75 mètres vers le Nord, de 90 mètres vers le Sud et dont la surface est à environ 25 mètres au-dessus de la plaine alluviale récente. Sur ces alluvions épaisses se trouvent successivement : 3° Un mélange fluvial à faune froide, 4° Le loess ancien proprement dit, lehmifié à sa partie supérieure (dernier interglaciaire), et 5° Le loess récent (dernier glaciaire). D'une manière générale, on peut admettre que les terrasses de 25 mètres, en aval et en amont, telles que la haute terrasse de la vallée suisse du Rhin et telles que les terrasses de Veisenau (Mayence) et de Pfaffendorf (Coblence), datent de la même époque que la grande masse alluviale (niveaux 2 et 3) de la terrasse d'Hangenbieten, c'est-à-dire du Rissien, le niveau étant néo-rissien. MOUVEMENT SCIENTIFIQUE 355 Par contre, les sables rhénans profonds (niveau I) correspondent aux sables interglaciaires de Mauer et de Mosbach, et aux deckenschotter du Rhin suisse. Postérieurement, la terrasse d'Hangenbieten a été entamée par l'érosion du fleuve qui y a laissé, à des niveaux plus voisins peut-être les uns des autres que ne permet d'en juger leur couverture de loess, des nappes alluviales complexes, formant dans leur ensemble la moyenne terrasse, et qui est difficile souvent de distinguer des graviers plus anciens sous-jacents. Les alluvions de cette terrasse moyenne sont sans doute d'épaisseur assez faible ; elles ne supportent que du loess récent. C'est la terrasse de Schiltigheim; elle se raccorde avec des terrasses analogues des vallées vosgiennes (Thur, Doller) qui se terminent dans la vallée rhénane par des cônes d'alluvions juxtaposés aux cônes d'alluvions plus récents, dépourvus de jeune loess. Après le dépôt de cette terrasse, le fleuve a continué de creuser son lit, mais uniquement dans sa partie inférieure, en aval des gorges de Bingen, où
de Mosbach, et aux deckenschotter du Rhin suisse. Postérieurement, la terrasse d'Hangenbieten a été entamée par l'érosion du fleuve qui y a laissé, à des niveaux plus voisins peut-être les uns des autres que ne permet d'en juger leur couverture de loess, des nappes alluviales complexes, formant dans leur ensemble la moyenne terrasse, et qui est difficile souvent de distinguer des graviers plus anciens sous-jacents. Les alluvions de cette terrasse moyenne sont sans doute d'épaisseur assez faible ; elles ne supportent que du loess récent. C'est la terrasse de Schiltigheim; elle se raccorde avec des terrasses analogues des vallées vosgiennes (Thur, Doller) qui se terminent dans la vallée rhénane par des cônes d'alluvions juxtaposés aux cônes d'alluvions plus récents, dépourvus de jeune loess. Après le dépôt de cette terrasse, le fleuve a continué de creuser son lit, mais uniquement dans sa partie inférieure, en aval des gorges de Bingen, où il forme une basse terrasse, de 5 mètres au-dessus des alluvions récentes. En amont, cette basse terrasse se confond avec celles-ci et, si elle s'en distingue, dans la terrasse « à berge haute », de Worms à Strasbourg, c'est sans doute par suite d'un mouvement tectonique. Par contre, la basse terrasse de la région de Bâle résulte d'un rétablissement du profil d'équilibre du fleuve, un moment détruit par les alluvions fluvio-glaciaires accumulées en avant du front du glacier. L'auteur termine enfin par des comparaisons avec la vallée de la Somme : Les alluvions de Mosbach et de Mauer et les sables rhénans (niveau 1), correspondent aux couches à Elephas meridionalis d'Abbeville, 40 mètres au-dessus de la basse terrasse (enfouie sous le lit actuel à Abbeville). Ils datent de l'interglaciaire Mindel-Riss, car ils se trouvent, par exemple dans la vallée de la Tamise, à un niveau inférieur à celui qu'occupaient les glaces mindéliennes, Le niveau d'Hangenbieten (niveau 2), rissien, c'est la terrasse recouverte de vieux loess de la vallée de la Somme. Ce vieux loess a fourni dans les deux vallées une faune de climat tempéré; le loess ancien typique, au contraire (niveau 3), une faune plus froide et de l’Acheuléen