relief

GÉOGRAPHIE

Le mot relief désigne l'ensemble des irrégularités (en creux ou en saillie) qui caractérisent la surface de la Terre. On distingue le relief continental (moins d’un tiers de la surface de la Terre, l’Himalaya étant le point le plus élevé) du relief océanique (plus des deux-tiers de la surface de la Terre, la fosse des Mariannes étant le point le plus profond, le plus bas), mais également le relief structural du relief modelé. Car le relief est engendré par le jeu de l'érosion ou des érosions successives au cours du temps, soit l'ensemble des phénomènes d'altération ou de dégradation des surfaces ; l'érosion tend à aplanir les reliefs.

La structure géologique est susceptible de s'exprimer dans le relief soit directement, en déterminant la répartition des points hauts et des points bas par le jeu des déformations tectoniques, soit indirectement, en exposant à l'action de l'érosion différentielle des masses rocheuses de résistance contrastée. Lorsque le relief est le reflet direct de la tectonique, on se trouve en présence de formes structurales primitives. Beaucoup plus fréquemment, le relief dépend uniquement de la répartition des roches dures et des roches tendres : on parle alors de formes structurales dérivées, qui sont dites conformes ou inverses selon que la topographie coïncide ou non avec les déformations tectoniques.

Les écarts de température font éclater les roches, les eaux de pluie creusent les sols, les particules transportées par le vent rongent les roches. Ces transformations ont forgé, au fil des années et des siècles, les différents paysages : plaines, montagnes, plateaux, collines, vallées, côtes, falaises, etc.

1. Les principaux reliefs

1.1. Terres et océans : des superficies inégales

La planète Terre, d'une superficie de 510 millions de km², possède 149 millions de km² de terres émergées et 361 millions de km² d'océans et de mers salés, soit deux fois et demie la surface des continents. Les eaux salées représentent 97 % des eaux du globe, le reste étant constitué par les eaux douces (fleuves, rivières, marais, marécages, étangs et lacs).

Cette répartition est inégale à la surface de la Terre : dans l'hémisphère Nord, océans et mers occupent 60 % de la surface (soit 40 % laissés aux terres émergées), tandis que, dans l'hémisphère Sud, les océans occupent plus de 80 % de la surface. L'océan Pacifique (180 millions de km²) en occupe près de la moitié, l'océan Atlantique (106 millions de km², en comptant les dépendances) plus du quart et l'océan Indien (75 millions de km²) le reste.

1.2. Les fonds sous-marins : deux grands types d'organisation

Les fonds sous-marins sont très irréguliers, la profondeur moyenne des océans est de 3 800 m, mais les valeurs maximales dépassent 10 000 m. Les reliefs sous-marins comprennent des zones planes (les plaines abyssales et les plateaux continentaux) et des zones accidentées (les talus continentaux, les dorsales et les fosses océaniques). Ces différents types se répartissent en fonction de la proximité des continents des plaques lithosphériques qui forment le plancher des océans (selon qu'elles se rapprochent ou s'écartent les unes des autres).

A proximité des continents

Le plateau continental, limité vers le large par la forte pente du talus continental, se situe en bordure des terres émergées et possède un développement très variable (de quelques kilomètres à quelques centaines de kilomètres). Le plateau continental ne dépasse pas des profondeurs de l'ordre de 200 m ; son étude topographique révèle des accidents de détail. Le plateau peut être interrompu dans son extension par de grandes et profondes vallées sous-marines, ou canyons, situées dans le prolongement de certains cours d'eau terrestres. Ces profonds sillons interrompent également le tracé du talus continental qui marque une zone d'inclinaison brusque des fonds, de 200 à 2 000 m.

Au-delà du talus continental

Rompant la monotonie des vastes plaines abyssales (de 2 000 m à 6 000 m), les rides (ou dorsales) médio-océaniques et les fosses sont deux reliefs sous-marins qui ont en commun le tracé arqué, l'extension longitudinale sur des milliers de kilomètres et l'étroitesse. Cette organisation dépend de la dynamique des fonds océaniques.

Les dorsales

Les dorsales dominent les plaines abyssales par des altitudes de plusieurs milliers de mètres. Leurs sommets se situent à des profondeurs très variables (quelques dizaines de mètres à plus de 1 000 m) et peuvent même affleure localement : l'Islande en est un exemple.

Les fosses océaniques

Les profondes fosses océaniques se caractérisent par leurs pentes très fortes et sont dominées d'un côté par des chapelets d'îlots volcaniques formant des arcs insulaires.

Pour en savoir plus, voir l'article relief sous-marin.

2. Les reliefs continentaux : montagnes, plaines, vallées et plateaux

2.1. Les montagnes

Les montagnes correspondent à une élévation du relief qui peut revêtir des formes très variées. Une montagne se définit généralement par son altitude élevée, sa hauteur au-dessus des régions environnantes, ses pentes, ses sommets, ses glaciers, etc. Il faut distinguer la haute montagne (d'altitude élevée, généralement supérieure à 2 000 mètres), la moyenne montagne (moins élevée et dont les sommets sont usés par l'érosion) et les collines (de faible altitude). Les montagnes font partie d'un ensemble généralement constitué d'une multitude de sommets, qui s'étalent parfois sur plusieurs kilomètres. Ainsi, la cordillère des Andes (en Amérique du Sud) dessine un ruban constitué par une succession de montagnes qui s'étirent sur plusieurs pays ; c'est ce que l'on appelle une chaîne de montagnes. On distingue la chaîne du massif, qui constitue un ensemble de montagnes présentant une certaine unité géographique. Le plus haut sommet de la planète est le mont Everest (8 850 m d’altitude), dans l'Himalaya (en Asie).

2.2. Les chaînes de hautes montagnes

Les chaînes de hautes montagnes sont au nombre de deux : la chaîne circumpacifique et la cordillère alpine. La première est largement développée sur la bordure ouest des continents américains, où les altitudes supérieures à 4 000 m sont particulièrement nombreuses. Dans la cordillère des Andes, par exemple, on note quatre sommets supérieurs à 6 000 m (dont l'Aconcagua à 6 960 m). La cordillère alpine, dans sa partie ouest, borde le sud de l'Europe et le nord de l'Afrique occidentale, où elle ne dépasse qu'exceptionnellement les 4 000 m (les Alpes). Elle s'élève progressivement vers l'est avec 5 000 m et plus dans le Caucase (le mont Elbrous, 5 642 m), pour atteindre des altitudes de 7 000 à 8 000 m et plus dans l'Himalaya et au Tibet. Ces chaînes se caractérisent par des formes escarpées, des sommets neigeux et rocheux, très découpés, et par des vallées très encaissées aux versants raides.

2.3. Les moyennes montagnes

Les moyennes montagnes forment souvent des massifs de dimension médiocre à l'échelle continentale, mais non négligeable à l'échelle régionale (mont des Appalaches aux États-Unis, le massif du Hoggar en Afrique). Les altitudes modérées comprises entre 500 et 2 500 m ne sauraient cependant masquer des paysages aux formes souvent vigoureuses.

2.4. Les plaines

Les plaines sont des grandes étendues de terre plates et unies, où les cours d'eau ne sont pas encaissés. Leurs dimensions varient considérablement d'une région à l'autre. La plus grande partie des plaines se trouve à moins de 200 mètres d'altitude et forment de vastes étendues. Les plaines aux horizons lointains se caractérisent par des pentes et des dénivellations faibles. Les formes très douces dominent. Les cours d'eau s'écoulent dans des vallées à peine marquées dans la topographie. Ces paysages peu accidentés sont des lieux favorables aux cultures. Les plaines occupent de vastes surfaces sur le continent américain (Grandes Plaines d'Amérique du Nord, plaine du Mississippi, plaine amazonienne), la Russie d'Europe ou encore la Sibérie occidentale. L'Europe de l'Ouest, avec son relief plus compartimenté, n'offre, en revanche, que des planes d'extension limitée. Des plaines étroites peuvent se former dans le creux des régions montagneuses.

2.5. Les vallées

Les vallées sont des reliefs en creux, plus ou moins étendus, au fond desquels coule souvent un cours d'eau. Les vallées peuvent avoir des formes variées : on appelle vallée encaissée une vallée dont les versants sont fortement inclinés ; les vallées étroites et profondes sont désignées sous le terme de gorges.

2.6. Les plateaux

Les plateaux sont des grandes surfaces planes. Limités par des talus, les plateaux ne sont pas parfaitement plats : leurs altitudes, comprises entre 100 et 1 500 m, présentent une opposition entre des sommets aux formes peu marquée, souvent lourdes, aux faibles pentes et dénivellations, et des vallées profondément encaissées, constituant parfois de véritables gorges (exemple : les gorges du Colorado). En effet, à la différence des plaines, les plateaux peuvent être fortement découpés par des cours d'eau qui les traversent. Généralement d'extension limitée, les plateaux sont des formes de relief fréquentes en Afrique.

Le Hoggar est un massif au cœur du Sahara. Il est qualifié de plateau (à cause de ses sommets très larges et de ses vallées très profondément encaissées) ou encore de montagne ancienne. Venant perturber la régularité des formes des sommets de ce massif, des intrusions volcaniques dressent leurs aiguilles, leurs colonnes et constituent les points culminants.

3. Reliefs et érosion : les formes du paysage

Les formes de relief dépendent de facteurs internes et externes qui se conjuguent. Les premiers, géologiques et géophysiques, sont liés à la nature des roches (granite, calcaire, marnes..., plus ou moins résistants à l'érosion), à leur disposition (horizontale, plissée, etc.) et aux mouvements des plaques lithosphériques qui participent à la genèse des volumes. Les facteurs externes façonnent les formes de relief dès leur émersion et leur donnent un modelé. Il s'agit des agents de l'érosion : le gel, le vent et l'eau (sous forme liquide ou solide).

Dans les montagnes récentes, comme par exemple les Alpes, les lignes verticales dominent. A des altitudes supérieures à 2 500 - 3 000 m en zone tempérée, les paysages rocheux se présentent sous forme de parois et d'accumulations de débris. Le glacier marque la présence du froid dans cette région.

Le climat, très varié à la surface du globe, conditionne la répartition et la vigueur de ces agents érosifs. Mais son action est aussi indirecte selon qu'il permet ou non l'existence d'une couverture végétale ou de sols. Si cette couverture existe, elle constitue une protection de la roche vis-à-vis des agents de l'érosion. Si, par sa rigueur, le climat interdit toute couverture végétale suffisamment dense, les agents érosifs peuvent agir directement sur la roche.

Le temps est un élément fondamental, car l'efficacité des agents (dits « morphogénétiques ») qui façonnent le paysage est renforcée par la durée. De plus, sur une même région, le climat varie dans le temps et engendre nombre de successions de systèmes morphogénétiques (ou héritages), dont il faut tenir compte pour comprendre le relief.

Par exemple, l'évolution géomorphologique de la montagne cristalline vosgienne (France) s'est déroulée sur plusieurs centaines de millions d'années. Il en résulte un relief aux formes sommitales très douces, mais dont les versants de vallées présentent des pentes fortes.

L'action combinée de l'ensemble de ces facteurs internes (géologiques et géophysiques) et externes (agents d'érosion) détermine complètement le domaine d'étude de la géomorphologie.

4. Plaines et plateaux des bassins sédimentaires

Les plaines et les plateaux des bassins sédimentaires sont des unités topographiques de faible altitude qui s'organisent de façon grossièrement concentrique et présentent, du centre du bassin vers la périphérie, une succession relativement régulière de surfaces, de talus à forte pente et de zones déprimées.

Les bassins sont constitués de couches sédimentaires, empilées les unes sur les autres sur une épaisseur de plusieurs centaines voire plusieurs milliers de mètres. Selon leur composition, les couches peuvent présenter une résistance forte (grès, calcaire) ou faible (marnes, argiles, sables) à l'érosion hydrique. Généralement horizontales dans la partie centrale du bassin, ces couches se soulèvent légèrement de quelques degrés vers la bordure. La déformation de la périphérie est due à des mouvements de redressement des reliefs environnants. Ce redressement entraîne une première phase d'érosion qui tronque en biseau l'ensemble des couches. La surface d'érosion, très légèrement inclinée, laisse affleurer des alternances de roches résistantes et de roches peu résistantes réparties en vastes auréoles.

4.1. La formation des plaines et des plateaux

La réorganisation du réseau hydrographique, son enfoncement (à la suite de modifications climatiques ou d'un mouvement de redressement de l'écorce terrestre) provoquent un évidement des zones peu résistantes et la mise en évidence des zones résistantes comme le calcaire ou le grès. Il en résulte une alternance de plateaux calcaires ou gréseux, de talus (constitués au sommet par ces mêmes roches et à la base de marnes et d'argiles) et de plaines souvent étroites étirées parallèlement au talus. Ce type de relief porte le nom de cuesta. Plus l'épaisseur de la couche résistante au sommet du front de cuesta est grande, plus le talus est vigoureux et plus son recul est lent.

4.2. Les accidents du relief

La régularité de l'inclinaison des couches peut être perturbée par des ondulations parallèles ou obliques. En général, les ondulations, de faible amplitude, ne font que modifier localement la vitesse de recul du front de cuesta. Cependant, elles peuvent atteindre une amplitude modérée de 100 à 200 m, comme dans l'Artois, au nord du Bassin parisien. Attaquées par l'érosion, les ondulations sont évidées dans leur partie centrale, formant alors des boutonnières (boutonnière du pays de Bray, en Normandie). Les plateaux constitués d'épais calcaires peuvent être soumis à un processus de dissolution sous l'action des eaux chargées de gaz carbonique et former un relief karstique qui se développe sur deux niveaux (en surface et en profondeur).

Pour en savoir plus, voir l'article relief karstique.

5. Chaînes récentes, massifs anciens et reliefs volcaniques

5.1. Les chaînes récentes : moins de 60 millions d'années d'âge

Les mouvements de rapprochement des plaques qui soulèvent les chaînes montagneuses ont provoqué des déformations simples et complexes.

Les déformations simples produisent des plis assez réguliers avec anticlinaux (convexité du pli tourné vers le haut) et synclinaux (convexité vers le bas) dans des empilements sédimentaires. Ce type de relief est dit jurassien.

Pour en savoir plus, voir l'article relief jurassien.

Liées à la mise en place de nappes de charriage (structures ayant subi un déplacement important) comme dans les Alpes, les Andes ou les Rocheuses, les déformations complexes peuvent engendrer des reliefs spectaculaires comme les arêtes montagneuses appelées crêts de chevauchement dits aussi « surface de chevauchement ».

5.2. Les massifs anciens : parfois, de faux airs de jeunesse

Correspondant aux racines de vieilles chaînes de montagnes, les massifs anciens sont formés de roches magmatiques et de roches métamorphiques. Tous les massifs anciens sont nivelés par une ou plusieurs surfaces d'érosion tronquant les structures géologiques. Ces massifs anciens sont bien souvent dits « rajeunis ». À une époque récente (généralement le cénozoïque), en effet, ils ont été faillés ou soulevés. À partir des sommets, une reprise d'érosion s'est alors effectuée qui a engendré des vallées profondes donnant à ces massifs une allure vigoureuse. Cette reprise d'érosion, à partir d'une surface nivelée, crée un relief d'érosion différentielle en affouillant les roches les moins résistantes comme les schistes ou les micaschistes et en mettant en évidence des roches plus résistantes comme les gneiss et les granites.

Par ailleurs, de vieilles structures sédimentaires plissées peuvent être rajeunies en donnant des reliefs dits « appalachiens » où dominent des crêtes formées par les roches les plus dures.

Pour en savoir plus, voir l'article relief appalachien.

L'érosion des granites

Dans les granites se développe un modelé typique avec, sur les surfaces, des alvéoles (cuvettes presque fermées, grossièrement circulaires, à fond plat) et sur les sommets des versants de vallée, des tors, ou empilements de boules de granite in situ, dégagés par l'érosion. Sur les versants et à leur pied, on trouve des chaos ou des accumulations de boules ayant roulé sur le versant. Dans les régions ayant subi une érosion importante, les altérites emballant initialement les boules ont été évacuées, laissant ainsi la place à un modelé de déchaussement.

5.3. Les reliefs volcaniques : des reliefs postiches

Les reliefs volcaniques sont considérés comme des postiches, car ils reposent sur des reliefs préexistants. Le cône volcanique et son cratère, ou sa caldeira, les trapps et les coulées sont des formes primitives, de même que les orgues et les colonnades (laves basaltiques refroidies).

Les formes dérivées sont des reliefs d'inversion : les formes initialement en creux sont aujourd'hui en relief. Parmi celles-ci, on note des planèzes et les plateaux de basalte en position dominante. Les necks sont des culots de laves bouchant une cheminée dont le matériel encaissant a été dégagé. Les dykes constituent, eux, de véritables murs de lave, très allongés : cette lave a été figée dans une fissure, puis dégagée par l'érosion.

6. L'évolution des reliefs

6.1. L'altération des roches : action de la température et de l'eau

Tout mécanisme de modification de la surface de l'écorce terrestre commence par « une préparation du matériel », c'est-à-dire son ameublissement, ou météorisation (car ce sont des agents « météoriques », c'est-à-dire atmosphériques, qui interviennent).

La météorisation mécanique

Le gel est un des agents efficaces de cette désagrégation qui libère des particules pures ou grossières. En effet, dans les fissures et pores des roches proches de la surface, de l'eau s'introduit, peut geler et, par conséquent, se dilater, exerçant des pressions latérales sur les parois de la fissure ou du pore. Ensuite, l'eau dégèle puis regèle, soumettant la roche à des pressions répétées : celle-ci finit par se fractionner. On parle de gélifraction ou de cryoclastisme.

De même, dans certaines régions continentales, sous l'effet de fortes variations thermiques diurnes, on observe un éclatement des roches. On parle alors de thermoclastisme.

La météorisation physico-chimique

Les eaux de pluie, plus ou moins chargées de gaz carbonique, qui s'infiltrent dans le sol, se chargent en acides divers et, en entrant en contact avec la roche, attaquent les minéraux qui la constituent. La transformation des minéraux sous l'action des eaux s'appelle l'hydrolyse. Ceux-ci libèrent des éléments chimiques qui sont évacués par les eaux d'infiltration (percolation) ou qui se recombinent entre eux pour donner de très fins minéraux de la famille des argiles.

On distingue la bisialisation (édification d'argile du type vermiculite ou smectite) et la monolisation (ou kaolinisation), qui donnent toutes deux des silicates argileux, de l' allitisation (ou altération latéritique), qui se caractérise par l'apparition d'hydroxydes d'aluminium ou de fer. Les minéraux de la roche appauvris en éléments chimiques changent de nature et se fragilisent. Ils forment une « chape d'altération » dont les caractères géologiques varient progressivement de la base au sommet. Plus les températures des eaux sont élevées, plus ce processus d'hydrolyse est efficace. Ainsi, les régions équatoriales, humides et chaudes, se caractérisent par des chapes d'altération épaisses.

6.2. L'ablation des matériaux : action du vent et de l'eau

Le vent est susceptible d'arracher des particules meubles d'une surface quelconque, s'il est animé d'une certaine vitesse et s'il est turbulent. Les particules arrachées sont de la dimension des sables fins et moyens, des limons et des argiles. Exceptionnellement, un vent très violent peut entraîner des particules plus grosses.

Sur des surfaces dénudées, l'eau de ruissellement diffus ne transporte que des particules de taille réduite, mais déchausse des particules plus grosses en creusant les éléments fins qui les entourent. L'eau en écoulement concentré peut, en revanche, acquérir une forte puissance, capable d'arracher des particules de plusieurs centimètres de taille. C'est le cas des torrents de montagne aux pentes très fortes : leurs eaux très rapides ont une capacité de transport (compétence) élevée. C'est ce qui explique l'incision par les cours d'eau des fonds de vallée et leur approfondissement. De même, la glace des glaciers est un agent d'ablation important par les fortes pressions qu'elle exerce sur les parois.

Pour en savoir plus, voir l'article glacier.

6.3. Transports et dépôts de matière : deux processus intimement liés

Tout fluide en mouvement possède une capacité de transport de matériaux, ou compétence. Lorsque sa charge en matières solides est trop élevée ou que sa vitesse diminue, le fluide atteint sa limite de compétence et le processus de sédimentation commence.

Le vent est un agent de transport efficace des particules. Les plus grosses sont roulées sur le sol ou évoluent par sauts (saltation) comme les sables de taille moyenne et grossière. Les plus fines sont mises en suspension, c'est le cas des sables fins, qui peuvent former les vents de sable s'accumulant sur le premier obstacle, et des limons et des particules argileuses qui forment des vents de poussières capables de franchir des milliers de kilomètres. Ces poussières se déposent lorsque le vent faiblit et que l'air se charge d'humidité, augmentant ainsi leur densité.

Les eaux courantes charrient des matériaux en suspension, qui se déplacent par petits sauts ou par roulement sur le fond du lit. Quand la compétence d'un cours d'eau baisse, il dépose les matériaux les plus grossiers qu'il transporte. Libéré de ce surcroît de charge, le cours d'eau retrouve une capacité de transport accrue. Il y a alors reprise en charge des particules.

Quant aux glaciers, ils poussent et tractent au sein de la glace ou sur le fond du lit toute sorte de matériaux (moraines).

Les dépôts

L'eau et le vent engendrent des dépôts stratifiés. On distingue l'origine de ces dépôts par leur disposition en « lits » caractéristiques et par l'état de surface des grains de quartz qui généralement les constituent (mats pour le vent, luisants pour les eaux courantes). Les eaux courantes donnent naissance à des terrasses, comblant les fonds de vallées et se caractérisant par leur horizontalité ; ces terrasses sont souvent étagées et témoignent des différentes étapes de façonnement de la vallée. Les vents engendrent des systèmes dunaires quand il s'agit de sables ou des dépôts parfois épais quand il s'agit de limons fossilisant des reliefs.

À l'aval d'un glacier, on trouve, barrant la vallée glaciaire (ou auge), des moraines frontales et, sur les bords de cette vallée, des moraines latérales.

7. Les littoraux : une évolution souvent rapide

On distingue les côtes rocheuses et les côtes dites d'accumulation, de sable ou de galets. Contrairement aux régions continentales dont l'évolution est très lente, souvent non perceptible, le trait de côte est une ligne provisoire, sans cesse en mouvement.

7.1. Les côtes rocheuses

Les côtes rocheuses sont stables si la roche est résistante à l'érosion (par exemple le granite) ; en revanche, si elles sont formées de roches moins résistantes comme la craie, elles sont érodées et peuvent reculer très vite, parallèlement à leur tracé, à une vitesse supérieure à un mètre par an. Le tracé de la côte est fonction des structures géologiques (plis, failles) ou des héritages géomorphologiques (côtes à rias ou côtes à fjords).

7.2. Les côtes d'accumulation

Les côtes d'accumulation sont très instables et bordent généralement des plaines littorales. Le trait de côte est constitué par une plage très longue. Du côté continent, celle-ci est suivie par un système dunaire plus ou moins développé puis par une plaine où les zones marécageuses peuvent être fréquentes. Du côté marin, cette plage est précédée par un estran, qui est la zone de balancement des marées (zone intertidale) dont la pente est d'autant plus faible que cette zone est vaste.

Suivant la violence de la houle (donc suivant les saisons), les plages démaigrissent (elles sont érodées par les courants de manière d'autant plus efficace que la mer charrie des galets et que la roche est fragilisée) ou engraissent (les sables et galets s'y accumulent). Il y a redistribution des matériaux depuis leurs zones d'arrachement (sur des plages ou des falaises) jusqu'aux zones d'accumulation.

Pour en savoir plus, voir l'article littoral.

8. L'évolution récente : chauds et froids du quaternaire

8.1. Les glaciations

Les périodes de refroidissement (glaciation) des deux derniers millions d'années, au nombre de six, se sont traduites par une expansion des glaciers à partir des hautes latitudes et des montagnes des zones tempérées. Autour des régions englacées régnait un climat froid favorisant un couvert végétal discontinu, un permafrost (sol gelé en permanence) et des vents turbulents assurant la prise en charge de poussières et leur dépôt sous forme de loess. La zone tempérée était alors repoussée vers le sud. La rétention d'eau sous forme de glace provoquait un abaissement du niveau marin.

Étagement des systèmes morphogénétiques

L'existence de reliefs importants influe sur la répartition des agents de modification du relief (dits morphogénétiques). Au sommet du Kilimandjaro (5 895 m), le froid domine, alors qu'à la base (1 500 m) prévalent les processus physico-chimiques d'un système de régions chaudes à saisons pluviométriques contrastées.

8.2. Les phases de réchauffement

Entre chacune de ces périodes s'est produite une phase de réchauffement (interglaciaire) où les glaciers ont reculé. Le niveau marin a alors monté ; la végétation et les sols se sont développés et le régime des eaux courantes a changé, tout cela entraînant des modifications du relief. De ces successions, il reste ce qu'on appelle les héritages (formes et dépôts).