Filières :
Sciences de la Terre
et de l’Univers
Sciences de la Vie
Driss NACHITE
Jamal eddine STITOU EL MESSARI
Matière 2. : Géodynamique externe
·
Introduction
·
Eléments
de climatologie
·
Formes
principales de l’activité géologique exogène : Introduction à la
géomorphologie
·
Glissement
et mouvements en masse
·
Glaciers
et processus glaciaires
·
L’action
du vent et processus éoliens
·
Les
eaux de ruissellement
·
Estuaire
et deltas
·
Le
milieu marin
·
Les
eaux souterraines
Introduction
La géodynamique externe c’est
l'évolution dynamique de la surface de la Planète.
A la surface la terre interagissent : eau,
glace, vent et organismes vivants
c.à.d : lithosphère, hydrosphère,
atmosphère, cryosphère et biosphère
Résultat : Changement du paysage
Le phénomène le plus important : érosion
dans les hauteurs et dépôts dans les zones basses.
Cette destruction des reliefs engendre un
aplanissement
D’où le lien entre géodynamique interne et
géodynamique externe
Si la tectonique des
plaques rajeunit souvent les reliefs des continents;
Alors les processus de la dynamique externe les détruisent.
Notions de Cycle
sédimentaire
L’érosion (sens large) sépare les constituants des roches
en deux groupes :
- Ions solubles et colloïdes
-Débris des roches non
suffisamment dégradés (argiles, sables, galets, …)
La sédimentation est le processus de
dépôt des produits de l’érosion.
3 grands types de sédiments :
- les sédiments détritiques, les
débris des roches préexistantes;
- les sédiments chimiques, précipitations
à partir des eaux saturées ;
- les sédiments biochimiques,
accumulation post mortem de squelettes d’organismes.
La Diagénèse : du sédiment à la roche
sédimentaire
Ce sont les processus qui transforment les
sédiments meubles en roches dures : la compaction et la cimentation
¨
Compaction ou tassement : sous le
poids des sédiments plus récents (gravité), l’eau entre les grains est
expulsée, l’espace entre les grains diminue, comme résultat on aura diminution de la porosité et augmentation
de la densité.
¨
Cimentation
et recristallisation : l’eau qui circule entre les grains
favorise :
o
la dissolution
o
la précipitation d’un ciment
o
les échanges d’ions
L’augmentation de la pression et de la température
(l’enfouissement) favorise la diagenèse.
(Pour plus de détail voir TP)
Le cycle géologique
Si la température et la pression
continuent d’augmenter on passera au stade du métamorphisme.
Trop de chaleur et pression vont
conduire à la fusion des roches.
D’où trois grands groupes de
roches :
¨
les roches sédimentaires ;
¨
les roches métamorphiques résultent de la modification, par
l'action de la chaleur et de la pression, de roches ignées ou
sédimentaires ;
¨
les roches ignées ou magmatiques, issues du refroidissement
et de la cristallisation de magmas.
L’ensemble
de ces phénomènes forme un cycle appelé "cycle géologique"
Le cycle géologique
(Boulvain, 2002)
1. Eléments de
climatologie
La Terre : une
machine thermique
1.1. Structure et caractéristiques
de l’atmosphère
L’Atmosphère est
la couche externe gazeuse de la Terre.
Sur une sphère de 1 m
de rayon, l’atmosphère représente une couche de 4,7 mm.
Les couches
atmosphériques : principalement 4 :
- Troposphère :
0 à 10/11 Km d’altitude
·
Caractérisée par la diminution de la température
avec l’altitude, 6°C/km
·
Forme l’essentiel de la masse
atmosphérique
·
Concentre toute la vapeur d’eau :
98 %
C’est une zone de turbulences : Nuages, et donc détermine
le temps
Tropopause
(6
km au pôle, 18 km à l’équateur)
- Stratosphère : 10/11 à 50 km d’altitude
·
Montre une température variable : -10°C à -60 °C
·
Sans nuages, laminaire
·
Renferme la couche d'ozone à 25 km d'altitude.
- La mésosphère : 80-50 km d'altitude.
- Température
de -80°C à environ -10°C.
- La thermosphère : 200-80 km d'altitude
·
Montre des températures variables, de – 80 °C au bas de la couche jusqu’à
400 à 1400°C
dans la couche supérieure
·
Elle fait la transition entre l'espace
et l'atmosphère.
Stratification
dans l’atmosphère
La
troposphère :
est la couche "vivante" de l'atmosphère.
Elle contient 90% de la
masse totale de l'atmosphère terrestre.
Elle est le siège de
nombreux échanges entre la terre et la troposphère (cycle de l'eau, présence
des nuages,...).
Composition actuelle :
ü Azote
N2 : 78 %
ü Oxygène
O2 : 21 %
ü Argon
Ar : 0.9 %
ü Gaz
carbonique CO2 : 0.034 %
ü CO, O3, CH4, NO2 :
des traces
A l'origine notre
atmosphère ne contenait pas d'oxygène, mais énormément de CO2. C'est
avec l'apparition de la photosynthèse qui a fixé le CO2 et libéré de
l'oxygène que l'air est devenu respirable à la surface de la terre.
1.2. Bilan Radiatif de la terre : Introduction au système
climatique
LE
SOLEIL est LA source d'énergie pour faire tourner le cycle externe.
L’énergie solaire
est la partie entrante dans le système, qui va être:
¨ absorbée
¨ réfléchis
¨ stocké
¨ transformé
en travail
¨ renvoyée
vers l'espace extérieur
La balance entre
l'entrée et sortie définie le climat de la planète:
¨ froid
¨ chaud
¨ reste
constant
Flux d'Energie
|
Quantité
|
%
|
|
W/m2
|
|||
Energie
solaire incidente
|
350
|
100
|
|
Energie
arrivant au sol
|
|||
directement
|
17.5
|
5
|
|
diffusé
par atmosphère et nuages
|
154
|
44
|
|
émise
par atmosphère et nuages
|
353.5
|
101
|
|
Total
|
525
|
150
|
|
Energie
perdue par le sol
|
|||
réfléchie
|
21
|
6
|
|
émise
|
402.5
|
115
|
|
chaleur
sensible
|
21
|
6
|
|
chaleur
latente de vaporisation
|
80.5
|
23
|
|
Total
|
525
|
150
|
|
Bilan d'énergie de la
Terre
1.3. Les mécanismes de la circulation
atmosphérique
Les mouvements de l'air sont déterminés
par les radiations solaires :
¨ Le
bilan est positif à l'équateur mais négatif aux pôles
¨ l'ensoleillement varie selon les saisons.
¨ Enfin, l'eau, la terre, la glace et la végétation ont une réponse
spécifique vis-à-vis des radiations solaires, elles les absorbent ou les
réfléchissent d'une façon différente.
Principes :
¨ Les masses d'air portées à des températures différentes se déplacent
pour chercher un équilibre.
¨ Un air froid et sec est dense, un air chaud et humide est léger.
¨ A température égale, l'air humide est plus léger que l'air sec.
A l'échelle
de la planète, l'air chaud de l'équateur monte et tend à se superposer à l'air
froid polaire qui lui tend à faire le mouvement inverse au niveau du sol.
Distribution
de l'énergie solaire de l'équateur aux pôles
Gradient
de pression :
La pression à une altitude donnée est plus faible dans une masse
d'air froid que dans une masse d'air chaud.
Pour une même altitude, la pression est plus
forte à l'équateur qu'au pôle : l'air chaud de l'équateur se dirige vers
les pôles et surmonte l'air polaire.
En altitude devrait s'établir un
courant chaud de l'équateur aux pôles et par compensation un courant froid au
sol en sens opposé.
Soit une zone de haute pression contiguë à une
zone de basse pression. Au point O situé à la limite des 2 zones apparaît une
force OA dont l'intensité est proportionnelle au gradient de pression = la force de gradient.
F
O A
HP
|
BP
|
Déplacement
de l’air
Force
géostrophique :
La rotation de la terre va dévier l’air qui se déplace selon OA.
¨ vers la droite dans l'hémisphère nord
¨ vers la gauche dans l’hémisphère sud
C’est la force géostrophique ou de Coriolis.
Force de
Coriolis
Fc = k (v.m. w.sinL)
|
V : vitesse de l’objet mobile
M : masse de l’objet mobile
W : vitesse angulaire de rotation de
la terre
L : latitude
|
¨ La déviation de Coriolis croit avec la latitude; elle est nulle à
l'équateur; elle change de sens dans l'hémisphère sud (déviation à gauche).
¨ La surface de la terre est hétérogène: Relief et donc frottement
Frottement
faible à haute altitude et au-dessus de la surface des océans
Force de Coriolis est très supérieur au
frottement.
L’inverse à
basse altitude au dessus des continents
Le vent
sera la résultante de la force de gradient modifiée par la force de Coriolis:
sa
direction est tangente à la limite des 2 zones.
Déviation des vents de
surface dans l'hémisphère nord (loi de Buys-Ballot)
D'une façon générale, dans l'hémisphère nord, les vents
sont parallèles aux lignes de mêmes pressions ou isobares avec
les hautes pressions à droite: c'est la loi de BUYS-BALLOT.
La vitesse du vent varie en raison inverse de l'écartement des
isobares
Vu
le Gradient de pression entre de l'équateur (haute pression) au pôle (basse
pression) : Donc les vents, en altitude au moins, devraient souffler
d'W en E parallèlement aux isobares.
Mais : le frottement
irrégulier de l'air en mouvement sur le sol, la répartition inégale continents
/ mers, etc., entraînent une Perturbation de cet arrangement théorique
des masses d'air.
Les pressions au sol
sont organisées en zones méridiennes et les vents sont distribués en fonction
de ces zones
Distribution des
pressions à la surface du globe et système des vents
Distribution
des cellules zonales dans l'hémisphère nord.
La cellule
équatoriale est la cellule de Hadley, la cellule moyenne celle de Walker.
Répartition des masses d'air et circulation
générale
*
Comportement des masses d'air
Masse d'air
est caractérisée par : Tº, humidité et donc par la densité.
Deux masses
d'air contiguës sont séparées par un front.
La masse
d'air léger tend à passer au-dessus de la masse d'air dense. L’air chaud et
humide; en s'élevant, la vapeur se condense et des nuages se forment.
* La circulation
intertropicale
Entre une
zone de haute pression au niveau de chaque tropique et une zone de basse pression
sous l'équateur se situe la Convergence Inter-Tropicale (CIT). Comme
conséquences on aura :
¨ Fortes pluies au niveau de la zone équatoriale (BP)
¨ Zone sèche (HP), désertique au niveau des tropiques
¨ Vents dirigés vers W (Alizés) entre HP (tropiques) et BP
(équateur)
* La
circulation en zones tempérées et froides
Zone située
entre les HP polaires et subtropicales, qui vont déterminer la répartition et
le mouvement des masses d'air.
Ces masses
d'air chaud et d'air froid engendrent des différences de pression : Systèmes
dépressionnaires qui se déplacent d'W en E.
Ce sont les
perturbations (zones de mauvais temps). Elles sont formées
d'un front chaud et d'un front froid isolant une masse d'air
chaud et accompagnés de nuages et de vents.
Disposition des
isobares et trajet des vents dans une perturbation sur l'Atlantique Nord (vue
cartographique)
Structure de la même perturbation atmosphérique en
3D. (Jacques.beauchamp)
Les cartes météorologiques
Ce sont des
cartes qui décrivent les principaux phénomènes atmosphériques actuels ou à
venir. Il ya plusieurs types.
Les plus
communes sont les cartes figurant les pressions au sol et les fronts des
perturbations.
On peut y
ajouter les courbes de température, la hauteur de précipitation,
le sens et la force des vents....
On utilise également la distribution des pressions en à différentes
altitudes. (Surtout l'altitude
de la surface où règne une pression de 500 hPa).
Distribution
des pressions au sol sur l'Atlantique Nord le 29 janvier 2000. Une forte
dépression installée sur la Mer du Nord se déplace vers la Scandinavie. Une
nouvelle dépression se creuse au large de Terre Neuve. Une zone
anticyclonique, prolongement de l'Anticyclone des Açores, est centrée sur
la Péninsule Ibérique
1.4. Climat:
Classification et principales régions climatiques du monde
Le climat d'un
endroit représente un "composite" du temps dominant à
long terme qui se produit à cet emplacement.
Le
climat peut être défini comme étant les conditions moyennes qu’il fait
dans un endroit donné (température, précipitations, …) calculées d’après les
observations d’au moins 30 ans.
Il est donc caractérisé
par des valeurs moyennes, mais également par des variations et des extrêmes.
La météo est l'évaluation
momentanée du temps qu'il fait ou qu'il va faire.
Les zones climatiques principales:
1.
Equatoriale
2.
Tropicale
3.
Tempérée
4.
Polaire
Plusieurs types de climat :
Exemple : Zone
tempérée :
·
Climat méditerranéen
·
Climat océanique
·
Climat continental
1.5. Changements climatiques et Histoire
climatique de la terre
Le système
climatique de la terre comprend :
·
Atmosphère,
·
Hydrosphère (surtout les océans),
·
Cryosphère (glace et neige),
·
Lithosphère (couche minérale)
·
Biosphère.
La radiation solaire, principale source
d’énergie, est à répartition inégale :
·
Entraîne des circulations globales dans l’atmosphère et les
océans,
·
influence la formation des différents climats.
La
température moyenne de surface d’environ 15°C est le résultat de l’effet de serre
naturel, conséquence de la forte absorption du rayonnement terrestre par la
vapeur d’eau, le dioxyde de carbone et d’autres gaz de l’atmosphère.
Le
long de l’histoire de la terre il y a eu des changements très importants
dans :
- composition de l'atmosphère (CO2,
O2, CH4)
- soleil variable (puissance
croissante)
- répartition des terres et mer très
variables
- couverture végétale très variable
- etc.
Donc le climat a subi
des changements tout le long de l’histoire de la terre.
Mais : depuis plus
de 3 milliards d'années la terre a su maintenir sa température dans une gamme
très étroite entre 0 et 100°C, plus probablement entre 0 et 30°C, permettant la
présence d'eau liquide!
Variation au cours de
l'histoire géologique
·
Le climat est suffisamment stable pour entretenir la vie
pendant des millions d'années,
·
Mais : le climat est dynamique et change.
Beaucoup
donnés et indicateurs témoignent de cette variation du climat
Le climat de la Terre a été caractérisé
par :
·
Périodes chaudes
·
Périodes froides
Exemple :
·
Fin du Paléozoïque (230 millions d’années), les glaciers recouvraient
plus grande partie des tropiques actuels.
·
Mésozoïque, au temps des dinosaures (180 à 65 millions
d’années), le climat était beaucoup plus
chaud qu’actuellement.
Au cours du dernier million d'années,
Le climat de la
Terre a été caractérisé par :
·
Longues périodes de temps froid durant lesquelles les
glaciers continentaux couvraient de vastes surfaces.
·
Les périodes Glaciaires, d’une durée de 80
000 à 100 000 ans.
·
Entrecoupées par des périodes plus brèves de temps plus
chaud (10000 à 15000 ans) : périodes Interglaciaires.
Les périodes glaciaires :
·
Grande extension des glaciers.
·
Diminution du niveau des océans.
Au dernier maximum glaciaire, environ 18
000 ans, le niveau des océans était inférieur de 130 m à celui d'aujourd'hui.
Tableau
général des variations de températures et de précipitations au cours de
l'histoire géologique. Les courbes indiquent les écarts aux moyennes globales
actuelles. En noir, périodes plus froides que la période actuelle. Les tirets
indiquent des données fragmentaires (Goodess et al, 1992)
Variations au cours de l’histoire humaine
D'après les données historiques, au
cours des 1100 dernières années, la terre a connu des variations climatiques.
ü
900 - 1200 : climat chaud «Optimum médiéval»
ü
Fin XIII : climat froid (600 ans) : «Petit âge glaciaire»
Après, au milieu du XIX siècle, on avait
commencé à enregistrer systématiquement divers paramètres climatiques comme les
températures et les précipitations.
2. Formes principales de l’activité géologique exogène :
Introduction
à la géomorphologie
2.1 Le relief de la
Terre : structure et mise en place.
La science qui a pour objet la
description et l'explication du relief terrestre continental et sous-marin est
la géomorphologie.
On distingue :
- la géomorphologie structurale
qui étudie le relief dans ses rapports avec la structure géologique, c'est à dire
avec la nature des roches (structure lithologique) et leurs dispositions
(structure tectonique).
- la géomorphologie dynamique qui a pour
objet l'étude de tous les phénomènes extérieurs à l'écorce terrestre qui
concourent à l'élaboration du relief.
Les
formes de relief des chaînes plissées (M.Gidon)
2.2. Notions géomorphologiques fondamentales
Description du relief
Relief : un assemblage de portions de surfaces
topographiques plus ou moins étendues appelées versant.
Un versant est une portion de surface
topographique plane ou ondulée, plus ou moins vaste, joignant un interfluve à
un talweg, d'une inclinaison d'ensemble faite d'éléments de pente de valeur
variable.
Un versant est
donc un système de pente.
Les combinaisons
des différents versants constituent des formes de terrain d'extension très
variable : vallée, colline, crête, vallon etc... Les groupements de formes
simples ont été définis sous les noms de montagne, plaine, plateau.
Montagne : un volume saillant avec son corollaire
la pente. Ce sont donc des régions élevées et présentant de grandes
dénivellations, des pentes longues et raides reliant des crêtes élevées à des
vallées profondes.
Plaine : une surface plane ou légèrement
ondulée sur laquelle les rivières coulent à fleur de sol. Les dénivellations
sont très faibles et les pentes infimes.
Plateau : une surface plane ou légèrement
ondulée dans laquelle les cours d'eau sont encaissés.
Vallée : sillon incliné, plus ou moins
régulièrement, mais toujours dans le même sens, de l'amont vers l'aval,
résultant du recoupement vers le bas de deux pentes en sens contraire, dites
versants, le long d'une ligne de points bas dite talweg.
Interfluve : c'est le relief séparant deux vallées
voisines. Il peut être plus ou moins large et présenter des formes diverses :
·
une croupe est
un interfluve de forme convexe ;
·
une crête est un
interfluve caractérisé par le recoupement, suivant un angle plus ou moins aigu,
de deux versants. Si l'angle est particulièrement vif on parle d'arête.
Enfin, la ligne joignant les points
hauts d'un interfluve est la ligne de faîte ou ligne de crête. Celle-ci peut présenter une succession de sommets (points hauts de la ligne de
crête) et cols (points bas de la
ligne de crête).
Le relief est un élément fondamental de
l'écosphère car il conditionne largement les climats, la biogéographie et par
conséquent toute l'écologie de la planète.
Son étude passe par celle des roches qui le composent et des déformations de ces roches qui lui ont
donné sa physionomie :
c.à.d. pétrologie ou lithologie et la
tectonique
Lithologie :
On appelle roche tout
constituant minéral de l'écorce terrestre. ex. : granite, basalte, calcaire…
Un minéral est un corps
solide de composition chimique définie et stable. ex. : quartz, SiO2.
Un minéral peut se présenter sous deux formes : cristallin, état amorphe.
Tectonique
:
Les mouvements de
l'écorce terrestre entraînent, sous l'effet de forces qui compriment les masses
rocheuses ou les soulèvent, des déformations
souples ou cassantes des roches.
Ces déformations
varient selon la nature des roches, la force et le rythme des mouvements de
l'écorce, l'étendue des espaces affectés.
Elles donnent naissance
à des formes de relief qui sont plus ou moins remaniées par l'érosion. Ces
formes de relief sont qualifiées de formes structurales élémentaires.
Les déformations qui génèrent ces formes
de reliefs appartiennent à 2 groupes :
- les
déformations intenses, rapides, localisées relèvent de la tectogenèse ; elles donnent des accidents nets dits tectoniques
(plis, failles, flexure, fracture) ;
- les
déformations modérées, lentes, affectent de vastes étendues continentales et
relèvent de l'épirogenèse
(épeirogenèse) ; elles génèrent d'amples ondulations à grands rayons de
courbure (des milliers voire des millions de km² sont concernés), qui,
lorsqu'elles affectent des terrains sédimentaires donnent des structures
aclinales et monoclinales.
L'érosion
différentielle exploite ensuite les différences de dureté des roches et
participe de ce fait au modelage des reliefs ainsi élaborés.
1.
Les structures plissées.
Un pli est un accident
d'échelle généralement hectométrique, de style souple, et développé dans un
matériau sédimentaire par une tectonique de compression.
Un pli correspond à une
ondulation des strates associant une partie convexe vers le haut (anticlinal)
et une partie concave (synclinal).
2. Les structures faillées.
Une faille est un
accident de style cassant développé dans des roches de toute nature mais en
tout état de cause peu ou pas plastiques. Elles consistent en des cassures
profondes affectant toute la masse rocheuse et elles s'accompagnent d'un
déplacement des compartiments qu'elles déterminent.
Les déplacements
peuvent être latéraux, on parle alors de décrochement, ou verticaux qui
définissent des escarpements de faille, des fossés (ou grabens) et des horsts.
S'il n'y a pas de déplacement
on parle de fractures.
Une flexure se définie
comme une brusque accentuation de la pente des strates (à propos de la pente
des strates on parle de pendage), accentuation qui se fait sans rupture.
Enfin, les roches sont
encore parcourues par d'autres lignes de fractures qui fonctionnent à plus
grande échelle : les diaclases. Elles constituent des réseaux qui découpent les
masses rocheuses en blocs quadrangulaires ou en minces lames courbes de
dimensions très variables. Les diaclases sont liées à la structure de la roche
et non à la tectonique. Ceci-dit ces diaclases fragilisent la masse rocheuse et
sont exploitées par l'érosion.
2.3. Les formes structurales élémentaires
Tous les types de
roches peuvent être affectés par le plissement ou les mouvements épirogéniques.
Toutes les formes de terrain sont en même temps attaquées par l’érosion. C’est
la combinaison lithologie/tectonique/érosion qui façonne les différentes
catégories de formes structurales élémentaires.
Exemples :
Terrains sédimentaires
1.
Lorsque les terrains sont affectés par le plissement:
Il existe une grande
variété de plis, et une grande variété de formes de relief associées. Certains
plis se traduisent directement dans le paysage par des formes structurales : ce
sont le mont et le val.
D'autres
plis subissent l'attaque de l'érosion différentielle qui exploite les
différences de dureté des roches. Les formes de relief qui en découlent sont
souvent très différentes de la forme originelle du pli et cela va jusqu'à
l'inversion de relief : c'est le cas de la combe et du val perché.
2. Lorsque les terrains sont
affectés par les mouvements épirogéniques:
Les ondulations
générées par l'épirogenèse déterminent des bombements qui du fait de leur mise
en relief sont affectés par l'érosion et des zones en creux dites de subsidence
qui sont le siège d'une importante sédimentation puisqu'elles recueillent les
sédiments issus de l'ablation des zones surélevées.
Dans de tels
contextes tectoniques les couches sédimentaires ne sont pas dérangées, et
demeurent horizontales c'est la structure aclinale ou peu dérangées, peu
inclinées, c'est la structure monoclinale.
Dans la structure aclinale la
stratification joue un rôle fondamental dans la physionomie du relief. On a
ainsi des plaines ou des plateaux structuraux, c'est à dire des plaines et des
plateaux dont la surface correspond à l'affleurement du plan stratigraphique
supérieur.
Dans la structure monoclinale on peut
aussi avoir des plateaux structuraux. Mais l'inclinaison des couches et l'attaque
de l'érosion dans du matériel caractérisé généralement par l'alternance de
couches dures et de couches tendres génèrent un relief dissymétrique appelé
cuesta. Une cuesta comporte un front et un revers.
Les structures
volcaniques
Elles
sont liées à la tectonique cassante qui permet la fracturation de l’écorce
terrestre et la montée de la lave jusqu'à la surface. Un cône volcanique simple
est créé par une accumulation de scories, c'est à dire de matériaux rejetés à
faible distance par une cheminée volcanique.
D'autres volcans sont
constitués de dôme de lave.
A partir des cheminées
sont émises des coulées de laves plus ou moins liquides qui s'élargissent à
partir du point d'émission et peuvent couvrir de vastes étendues. Une fois
solidifiées elles forment des surfaces dont la morphologie varie selon le type
de lave.
Relief volcanique
Différents types de formes volcaniques
Les structures
karstiques (voir chapitre 9)
La
sensibilité particulière de certaines roches sédimentaires à la dissolution se
traduit par l'existence de formes originales constituant un karst.
Ces formes karstiques
s'épanouissent surtout dans les calcaires massifs mais aussi dans les
évaporites c'est à dire le gypse et le sel gemme.
Bloc diagramme représentant un paysage karstique
synthétique
(extrait de M. Bakalowic)
Conclusion
La combinaison des données
lithologiques et tectoniques mais également l'action de l'érosion à l'échelle
des temps géologiques, déterminent des formes structurales élémentaires que
l'on peut regrouper en grands ensembles de relief, les unités morphostructurales.
3. Glissement et
mouvement en masse
3.1. Principe :
C’est l’ensemble des déformations qui
affectent les fractions superficielles de l’écorce terrestre sous l’action de
leur propre poids.
Ø Nécessitent
l’existence d’une pente.
Ø Se produisent
dans le domaine aérien et sous-marin.
3.2. Différents types
de structures de glissement :
3.2.1.
Eboulements rocheux et éboulis :
Eboulements : chute
et accumulation de blocs de roches de taille variable de façon chaotique et
sans classement à la base des falaises.
Eboulis : les blocs
et fragments de roches glissent par gravité le long des pentes des reliefs et
constituent à leur base des talus, des cônes d’éboulis ou de nappes.
Les éboulis
sont souvent plu ou moins stratifiés et cimentés lorsqu’ils sont le siège de
circulation d’eau.
3.2.2. Les
mouvements en masse :
Les phénomènes de mouvement de masse
sont très nombreux mais on peut les regrouper en 5 groupes principaux:
Glissements lents et glissements
rapides :
Les glissements lents ou creeps
C'est un
glissement plus ou moins lent des couches superficielles de la couverture
pédologique, généralement sans décollement, qui s'observe assez généralement
sur les pentes fortes grâce à la forme couchée des arbres.
Creep
(Glissement lent des particules a la surface du sol sur pentes fortes)
Les glissements rapides
·
Les glissements de terrain en planches sont des
décollements d'une couche plus ou moins épaisse de sol, glissant sur un horizon
plus compact (souvent de la roche altérée), servant de plan de glissement. Ce
phénomène est très courant sur les schistes dont le pendage est parallèle à la
topographie (pendage conforme) sur les gneiss et sur les marnes en voie
d'altération.
·
Les glissements rotationnels en "coups de
cuillère" : Ce sont des glissements où la surface du sol et une
partie de la masse glissent en faisant une rotation, de telle sorte qu'il
apparaît une contrepente sur le versant. Il s'agit souvent de toute une série
de coups de cuillère, laissant au paysage un aspect moutonné. Au creux du coup
de cuillère, on observe généralement une zone humide où croît une végétation
adaptée à l'hydromorphie (Carex). Il arrive couramment qu'après des périodes
très humides, il s'installe un ruissellement sur les bords de la contrepente et
ce ravinement fait progressivement disparaître la contrepente, ne laissant
qu'un creux dans le versant qu'il est difficile de dissocier d'un ravinement
ordinaire.
Glissement rotationnel en coups de cuillère (Neboit, 1991)
·
Les coulées boueuses (lave torrentielle). Ce sont des mélanges d'eau et de terre
à haute densité ayant dépassé le point de liquidité et qui emportent à grande
vitesse des masses considérables de boue et de blocs de roches de taille
imposante. Lorsqu'elles viennent de se produire, elles se présentent sous forme
d'un canal terminé par une langue de matériaux de texture très hétérogène (cône
de déjection). Les matériaux fins sont repris ultérieurement par l'érosion
hydrique en nappe ou en rigole, laissant en place une masse de cailloux et de
blocs de taille très hétérogène.
Coulées boueuses
La cause des mouvements de masse (lents ou rapides) est à
lier au déséquilibre :
-
entre
la masse de la couverture pédologique, de l'eau qui s'y trouve stockée et des
végétaux qui la couvrent,
-
entre
les forces de frottement de ces matériaux sur le socle de roche altérée en
pente sur lequel ils reposent (pente limites de 30 à 40 degrés = 65 %).
Ce déséquilibre peut se manifester progressivement sur un
ou plusieurs plans de glissement suite :
-
à
l'humectation de ce(s) plan(s) ou
-
par
dépassement dans la couverture pédologique du point d'élasticité (creeping avec
déformations sans rupture)
-
ou
de liquidité (coulées boueuses).
Les facteurs qui
favorisent ce déséquilibre sont les secousses sismiques, les fissurations suite
à l'alternance gel/dégel ou à la dessiccation des argiles gonflantes,
l'altération de la roche, l'humectation jusqu'à saturation de la couverture
pédologique, l'humectation du plan de glissement qui devient savonneux
(présence de limons issus de l'altération des micas), des roches présentant des
plans de clivage ou de fracture préférentiels (argilites, marnes, schistes,
roches micacées, gneiss).
L'homme peut
accélérer la fréquence de ces mouvements de masse en modifiant la géométrie
externe du versant (par terrassement, creusement d'un talus pour installer une
route ou des habitations, surcharge d'un versant par des remblais, modification
des écoulements naturels, érosion au pied d'un versant par une rivière dont le
cours est modifié, etc).
La végétation
intervient également. Temple et Rapp (1972) ont montré dans leur étude sur un
milieu de glissements de terrain (debris-slide et mudflow) que 47
% des entailles sont situées sur des champs cultivés (maïs + mil + haricots),
47 % sur des jachères et des pâturages et moins de 1 % dans les zones
forestières les plus humides.
4.
Glaciers et processus glaciaires
4.1.
Introduction :
Glacier : On appelle glacier
toute masse de glace formée par l'accumulation de la neige
Les glaciers couvrent
16 millions de Km2, c.à.d ; 11 % de la surface de la Terre. Elles se
forment à partir des précipitations de la neige dans les régions froides :
régions dont la moyenne des températures annuelles varie autour de 0°C
Les
glaciers apparaissent donc :
-
en climat froid polaire
-
en altitude (sommets des montagnes) dans
les zones tempérées et chaudes.
4.2. Les différents
types d’appareils glaciaires
4.2.1. Les glaciers :
On
distingue :
·
les glaciers de cirque : occupent
des dépressions perchées en haute montagne
·
Les glaciers de vallée : où à
partir d’un cirque se détache une langue glaciaire plus ou moins longue.
·
Les glaciers de piémont : des
glaciers de plaine issus des glaciers de vallée.
4.2.2. Les inlandsis
Calottes de glace qui
recouvrent les reliefs des continents polaires de plusieurs milliers de Km2 de
surface et de 2 à 3 Km d’épaisseur.
Exemples :
Le
Groenland dans le pôle nord
L’Antarctique
dans le pôle sud.
Au bord des
inlandsis avec la mer, les inlandsis peuvent se casser et donner des îles de
glace nommées : icebergs.
Les banquises :
Les banquises
proviennent de la congélation de l’eau de mer et ne sont pas considérées comme
des glaciers. L’eau d mer gèle vers -2°C.
4.3. Morphologie
glaciaire.
Morphologie glaciaire
après le retrait d'un glacier de vallée
1) fond de vallée avant le passage du glacier. 2) Vallée en V (érosion fluviatile). 3) vallée en V élargie (première action du glacier). 4) fond de la vallée en U, creusé par le glacier. 5) cône de déjections (fluviatile). 6) éboulis de pente. 7) moraine de fond. 8) graviers fluviatiles. 9) roche en place. 10) éboulis, fournis par l'altération. 11) direction des forces / de l'action du glacier.
Ts épaule(ment), Tk rupture de pente (le haut de la falaise). E glace/glacier, S encoche de polis glaciaires. H, M vallée suspendue "pisse vache". K, gorge (sous-glaciaire)
(In :
Burkhard, 2002)
4.4. Erosion et
transport par les glaciers :
L’érosion glaciaire est
très active, elle creuse le cirque glaciaire, la vallée glaciaire :
L’érosion glaciaire se
fait principalement par 2 processus :
·
L’arrachement : le gel et le
dégel débite les roches en blocs qui vont être arrachés et transportés par le
glacier.
·
L’abrasion : les débris en
mouvement sur le fond et/ou sur les bords des vallées frottent, concassent et
polissent la surface des roches.
Les
produits d’érosion s’organisent en sédiments glaciaires qu’on appelle moraine
ou Till.
Le transport se
fait :
·
A la surface ou près de la surface :
le long des marges du glacier sous forme d’une moraine latérale ou marginale.
Si deux glaciers se rejoignent et la moraine latérale peut occuper une moraine
médiane. Les sédiments de surface sont transportés sous formes de moraines
latérales et une ou plusieurs moraines médianes.
·
Sur ou prés du fond sous forme d’une moraine
de fond.
·
Dans la partie terminale du glacier
apparaît la moraine frontale, c’est un mélange de tous les types de
moraines qui sont déposées après la fonte du glacier.
Moraines
d'un glacier de montagne: (A) organisation générale;
(B) coupe
transversale dans un glacier.
4.5. Les dépôts
glaciaires :
Les dépôts deviennent
importants lors du retrait des glaciers (lorsque la glace fond). Ils
s'accumulent donc à proximité du glacier et constituent les dépôts glaciaires.
On peut distinguer deux
types de dépôts glaciaires :
4.5.1. Les
dépôts non stratifiés :
Ces ont des dépôts mal
classés, allant des blocs aux argiles, non stratifiés et massifs. Ils forment
une mixtite et correspondent en général à la moraine de fond
4.5.2. Les
dépôts stratifiés :
Ils sont liés à la
fonte des glaces et se présentent sous forme de dépôts mieux classés et mieux
stratifiés en bancs d’épaisseur variable. On peut trouver ces dépôts
soit :
- au contact du glacier :
déposés par les eaux de fonte au contact du glacier et forment ce qu’on appelle
les Eskers et les kames.
- Au-delà des limites du glacier
sous forme de dépôts de plaine d’épandage lorsque le glacier se termine
en terre ferme ; de dépôts glacio-lacustres lorsque le glacier se
termine dans un lac et en fin sous forme de dépôts glacio-marins lorsque
le glacier se termine en mer.
Ces dépôts qui se
forment au-delà des limites du glacier sont appelés aussi des dépôts proglaciaires.
5. L’action
du vent et processus éoliens
La circulation atmosphérique entre les différentes zones
climatiques crée ce qu’on appelle communément : le vent. (voir chapitre 1).
Le
vent est un agent d’érosion très efficace particulièrement
dans les régions désertiques et où les roches sont meubles. Les débris arrachés
peuvent être transportées sur des dizaines de milliers de kilomètres. Les
poussières du désert africain arrivent jusqu’on France et même en Amérique.
Le vent dépose sa charge quand sa vitesse diminue. Tout type
d'obstacle peut produire une sédimentation dans la zone protégée qu'il
délimite. Ces dépôts peuvent être remis en mouvement s'ils ne sont pas fixés
par la végétation. Les dépôts sont des sables et des poussières.
5.1. L’érosion éolienne :
5.1.1. La déflation
La déflation est le balayage des particules par le vent. La taille
des débris transportés dépend de la force du vent. Le transport sera ainsi
sélectif : les particules fines seront balayées, laissant en place les
cailloux trop lourds.
Par déflation on formation de : Regs, sebkhas et jardangs.
·
Regs : C’est un champ de cailloux anguleux. Après
balayage des surfaces désertiques par le vent il y a départ des poussières et
sables fins.
·
Hamadas : Ce sont des surfaces structurales horizontales, des
plateaux formés de roches dures. Ces plateaux sont balayés et mis à nu par le
vent.
·
Sebkhas et Chotts : La déflation continue
d’arracher les débris jusqu’à ce que soit atteint le niveau des eaux
souterraines. L’évaporation rapide des eaux laisse un sédiment dur incrusté de
sel.
·
Jardang : C’est la formation de longues rigoles à
surfaces ciselée et irrégulière (à l’échelle métrique) des déserts asiatiques.
5.1.2. La corrasion :
C’est
l’érosion due au choc des grains de sable contre les roches. Le vent chargé de
sable use les roches de toutes sortes. Les parties les plus tendres sont
emportées les premières, par contre les parties les plus dures apparaissent en
relief.
Les résultats de l’érosion par corrasion sont :
·
Les roches en champignons :
·
Alvéoles et taffonies
Ce sont des cavités creusées dans les roches par suit du choc des
grains de sable emportés par le vent contre ces roches.
-
petites cavités de taille mm
à cm : alvéoles
-
grandes cavités de taille dm
à m : taffonis. Ces derniers se forment par jonction de plusieurs
alvéoles.
·
Galets à facettes (galets éolisés ou dreikenter) :
Dans les déserts, les vents chargés de sable usent et polissent las cailloux à
la surface du sol. Si ces galets sont déplacés par rapport à la direction des
vents, ils sont usés sur plusieurs faces qui se soupent par des arêtes (angle).
On les désigne du nom de galets à facettes.
·
Aspect microscopique d’un
grain de sables : L’étude de cet aspect s’appelle : morphoscopie ou
exoscopie. Les grains de quartz d’origine éolienne se reconnaissent par leur
aspect. Ils sont mats (non brillant)
et ronds (de forme sphérique), ils
présentent en plus une surface piquetée de formes en v qui marquent les points de
choc du grain avec un obstacle.
5.2. Les dépôts éoliens :
Le vent transporte des masses
considérables de sables et de poussières, qui vent se déposer soit sous forme
de dunes pour les sables ou de loess pour les poussières.
5.2.1. Les dépôts de sables ou édifices éoliens :
Les édifices éoliens se trouvent à toutes les échelles :
- à l’échelle du cm : les rides ou ripples marks.
Ce sont des ondulations centimétriques qui couvrent la surface des
dunes.
Elles sont asymétriques et leur crête est perpendiculaire à la
direction du vent, le vent souffle du côté à faible pente vers le côté à forte
pente. Leur longueur d'onde est de l'ordre de la dizaine de cm pour un sable
moyen.
- à l’échelle du m au km : les dunes
Les corps sédimentaires les plus caractéristiques des milieux
désertiques sont les dunes éoliennes. Leur hauteur est de 5 à 10 m pour une
longueur d'onde de quelques centaines de mètres au maximum.
Les dunes montrent une structure interne en litages entrecroisé.
L'orientation des litages obliques et leur taille sont généralement variables;
leur inclinaison peut atteindre un angle de 34°.
Leur forme varie en fonction du régime des vents et de leur charge
en sable. On distingue:
·
les barkhanes, dunes en croissant avec concavité abrupte sous le vent
·
les dunes paraboliques en forme de langue (forme linguoïde) dont la convexité abrupte est
sous le vent;
·
les dunes transversales, rubans perpendiculaires à
la direction du vent; comme précédemment, la pente sous le vent est la plus
forte;
·
les dunes longitudinales ou seif, parallèles au sens du vent;
·
les dunes d'interférence ou en étoiles dont la structure complexe reflète le régime changeant
des vents.
Accumulation
de sable en arrière d'un obstacle (ici, une touffe d'herbe).
Principaux types de dunes éoliennes. (1) barkhanes;(2) dunes
linguoides; (3) dunes transversales à crêtes rectilignes; (4) dunes
d'interférence.
Les accumulations sableuses de très
grande taille, des dizaines de mètres de hauteur pour des longueurs d'onde de
l'ordre du kilomètre, s’appellent des draas.
Un champ de dunes ou draas
constitue un erg; le Grand Erg Oriental du Sahara couvre des milliers de km2.
5.2.2. Les dépôts de poussière ou Loess :
La quantité de poussière
transportée, sur de longues distances, puis déposée par le vent peut être très
grande. Chaque année le Sahara perd plus de 100 millions de tonnes de poussière
dont une grande partie tombe dans l'océan Atlantique, contribuant ainsi à la
sédimentation océanique.
Les dépôts anciens de poussières
éoliennes constituent les loess, ils sont formés de particules d'argiles, de
silice et de calcaire. En Chine, la couche de loess atteint 600 mètres
d'épaisseur. Elle provient de la déflation dans les déserts d'Asie centrale.
6. Les eaux de ruissellement
6.1 Introduction
L’érosion
de la surface de la lithosphère est favorisée en grande mesure par les eaux
courantes superficielles. Leur activité se fait en 3 stades :
-
Désagrégation
et érosion
-
Transport
-
Dépôt
Le rôle érosif des eaux courantes
superficielles est très grand, les fleuves de tous les continents déversent
dans les mers 7 milliards de m3 de sédiment par an.
L’intensité de
l’érosion est différente selon les zones de la surface terrestre :
-
Une
différence selon l’altitude :
o
Grande vitesse d’érosion dans les montagnes
o
Faible vitesse d’érosion dans les plaines.
-
Une
différence selon le type de terrain (tendre, dure, homogène, ….) et la présence
ou non de la végétation.
6.2. Le ruissellement
Le ruissellement est l'écoulement
superficiel des eaux pluviales (ou de la fonte rapide de la neige), se rendant
directement aux thalwegs sans passer par l'intermédiaire des sources
6.2.1.
Processus de genèse du ruissellement
On distingue deux
processus :
- le ruissellement par refus
d'infiltration d'un sol non saturé ("infiltration par dépassement d’un
seuil d’infiltration "),
- et le refus d'infiltration d'un sol
saturé (" infiltration par dépassement d’un seuil de
saturation ").
6.2.2
Différents types de ruissellement
·
Ruissellement diffus dont l’épaisseur est
faible,
·
Ruissellement anastomosé,
·
Ruissellement concentré organisé en rigoles
parallèles le long de la plus grande pente. Il peut commencer à éroder, et
marquer temporairement sa trace sur le versant,
·
Ruissellement en nappe, plutôt fréquent sur
les pentes faibles, occupe toute la surface du versant.
6.2.3. Erosion
par les eaux de ruissellement
On parle
d'érosion en nappe ou aréolaire parce que l'énergie des gouttes de pluie
s'applique à toute la surface du sol et le transport des matériaux détachés
s'effectue par le ruissellement en nappe. C'est le stade initial de la
dégradation des sols par érosion.
L’intensité de l’érosion et le type
morphologique résultant dépendent des terrains traversés :
- Terrains homogènes tendres : argiles, marnes cendres
volcaniques …
L’action du
ruissellement, sur les terrains tendres, se manifeste par le creusement de
chenaux ou ravinement de la surface topographique
En même temps, les têtes des chenaux
reculent vers l'amont (érosion régressive).
Le produit de transport par
ruissellement est déposé au bas de pente sous forme de Déluvion
Ce processus est responsable de la
formation des "bad lands".
L’absence de végétation accentue ce phénomène.
- Terrains homogènes dures : granite par exemple.
L’altération dans un granite par
l’apparition de fissures et l’élargissement de ces fissures. Les eaux de
ruissellement entraînent les produits d’altération (mobilisation de
l’arène) et laissent sur place un
ensemble de boules granitiques : chaos rocheux ou chaos
granitiques
- Terrains solubles : calcaire par exemple
Le ruissellement en terrain calcaire
entraîne une dissolution de ces terrains de ces terrains, cette dissolution
donne à ce type de terrain un aspect morphologique particulier : lapiez,
dolines, ouvalas, relief ruiniforme…..(voir chapitre 9)
- Terrains hétérogènes : moraine par exemple.
Dans des dépôts très hétérogènes
(moraines), la présence de blocs très lourds rend l'argile sur laquelle ils
reposent plus compacte et la protège du ruissellement. La partie protégée reste
en relief par rapport au reste du terrain, qui est érodé et transporté. C’est
de cette façon que naissent les cheminées de fées ou colonnes coiffées.
6.3. Torrents
Les torrents forment la partie amont des
systèmes fluviatiles, localisés dans des régions abruptes. Un torrent comprend
trois parties: le bassin de réception, sorte de cirque où se rassemblent
les eaux de ruissellement et où dominent les processus d'érosion; le chenal
d'écoulement, souvent étroit et à pente forte; le cône de déjection
où sont déposés les matériaux mobilisés.
Le torrent et à écoulement temporaire,
le débit est très variable et dépend des précipitations ou des fontes de neige.
A un moment déterminé et en un point
donné de son cours, tout écoulement d'eau possède une certaine énergie. Cette
énergie dépend du débit et de la vitesse. La vitesse est elle-même
fonction de la pente longitudinale du lit.
Les
différentes composantes d'un torrent
Une partie de
l'énergie du cours d'eau est utilisée par le transport de la
charge (sable, galets,...); une autre partie est consommée par les frottements
internes entre les filets d'eau, surtout si le régime est
turbulent. Le surplus est disponible pour éroder.
On parlera
d'énergie brute pour l'énergie totale du cours d'eau et d'énergie nette pour
celle qui est utilisée à éroder. On comprend donc par exemple que si l'énergie
brute n'est pas suffisante pour le transport et les frottements, le cours d'eau
non seulement ne peut éroder, mais dépose une partie de sa charge.
6.4.
Rivières et fleuves
Ce sont des cours d’eau permanents, ils
sont alimentés par les torrents, les nappes et les sources.
6.4.1. Profils des rivières et
fleuves
Les cours d’eau comprennent
deux profils, un longitudinal (c’est la courbe dessinée par le cours d’eau de
la source à l’embouchure) et le profil transversal qui est en quelque sorte
perpendiculaire au premier.
-
Profil longitudinal :
De l’amont
(source) vers l’aval (l’embouchure) on distingue généralement 3 paries dans un
profil longitudinal :
- Lit supérieur
ou cours supérieur : l’écoulement peut être torrentiel et l’érosion très
active
- Lit moyen ou
cours moyen : partie médiane du cours d’eau où le transport prédomine
- Lit inférieur
ou cours inférieur : qui se situe généralement dans la plaine alluviale,
avec surtout transport et sédimentation, l’érosion y est faible.
-
Profil transversal :
En s'enfonçant
par érosion, les cours d'eau creusent des vallées qui possèdent un profil
caractéristique qui dépend surtout de la nature des terrains traversés et leur
dureté :
-
Roches
tendres : le profil transversal ou la vallée est en forme de "V". Ces vallées en V peuvent être
étroites, si elles sont situées dans le cours supérieur = haute vallée,
ou large si elles sont situées dans le cours inférieur = basse vallée.
-
En
terrain massif et dur (granite, grès), la tendance est à l'enfoncement
vertical, le profil transversal est en forme de U = canyon ou gorges.
-
Les
deux types d’érosion peuvent jouer ensemble : profil transversal conjugué.
6.4.2. Régime hydrique
Le régime
hydrique d’un fleuve est définit par 3 facteurs :
- Le débit liquide :
volume d’eau traversant la section d’un cours d’eau pendant l’unité de
temps (m3/sc).
- La hauteur d’eau :
c’est le niveau des eaux dans une section d’un cours d’eau, elle est fonction
des crues et étiages :
o
Lors des crues ou hautes eaux : le niveau le plus
élevé s’établit, l’eau peut déborder et s’étaler pendant les inondations
o
Lors des étiages ou basses eaux : le niveau le plus
bas s’établit, le débit du fleuve atteint son minimum.
La hauteur d’eau définit la section
mouillée ou le lit d’un cours d’eau. La section mouillée est une coupe
verticale et transversale du cours d’eau :
o
Le lit majeur correspond à la section mouillée lors des
hautes eaux.
o
Le lit mineur correspond à la section mouillée durant
l’étiage ou basses eaux.
- La vitesse du courant ou
découlement, dépend de la pente, la masse d’eau dans le fleuve et elle est
variable selon la position dans la section mouillée.
6.4.3. Le phénomène de transport
L’ensemble des
débris solides que peut transporter un fleuve s’appelle le débit solide.
La capacité d’un fleuve est le débit solide maximum ou la charge solide
maximale.
Les modalités du transport des débris
solides dépendent en général, de la taille des débris et de la vitesse du
courant.
On peut distinguer 4 modes de
transport :
- Flottaison :
transport à la surface ou près de la surface, les particules sont de très
petite taille ou d’une densité inférieure à celle de l’eau.
- Suspension : les
débris solides, qui sont généralement de petite taille, sont transportés à
l’intérieur de la masse d’eau.
- Roulement : les
débris d’une assez grande taille, sables et graviers, sont poussés sur le fon
et roulent sur eux même.
- Saltation : les
débris d’une taille moyenne, sont transportés en partie à l’intérieure de la
masse d’eau et en partie sur le fond du cours d’eau.
Les débris que le cours ne peut
transporter, à cause de leur grande taille, restent sur place et forme le dépôt
résiduel. Le dépôt résiduel est formé surtout de galets, orientés et
inclinés, d’une manière à offrir moins de résistance aux écoulements :
c’est l’imbrication des galets.
6.4.4. Tracé d’un cours d’eau et
méandres.
Le profil longitudinal des systèmes
fluviatiles matures est également caractéristique et résulte d'un équilibre à
long terme entre la charge transportée et la pente (la pente d'équilibre n'est
pas celle qui permet juste au cours d'eau de couler, mais bien celle qui lui
permet de couler et de transporter). On y relève les caractères suivants:
·
le creusement se fait en remontant à
partir du niveau de base (érosion régressive);
·
Le niveau de base correspond au niveau
de la mer dans le cas des fleuves. Dans le cas des rivières, il correspond
à la confluence avec une rivière plus grande;
·
l'équilibre vers lequel tend le profil
longitudinal du cours d'eau se fait par creusement des sections à pente trop
prononcée et remblaiement des sections à pente trop faible;
·
le profil d'équilibre est concave,
tangent vers le bas au niveau de base. Lorsque cette situation est atteinte,
l'érosion s'arrête; une chute du niveau de base amène une reprise d'érosion;
une remontée du niveau de base provoque un alluvionnement (dépôt de sédiments).
Lorsque les cours d'eau s'enfoncent dans
leur substrat, deux mécanismes sont possibles:
·
La surimposition correspond au déblaiement
progressif des matériaux par érosion
·
L'antécédence est le résultat de l'encaissement d'un
réseau déjà formé par remontée progressive du substrat.
Une terrasse alluviale se forme chaque
fois que le cours d'eau s'encaisse dans ses propres alluvions (reprise
d'érosion). La surface du lit majeur est alors suspendue au-dessus du cours
d'eau. Si le phénomène se reproduit à plusieurs reprises, on a formation de terrasses
étagées ou emboîtées.
·
Terrasses étagées : dans ce cas l’érosion est toujours
plus importante que le dépôt. Les terrasses sont étagées les unes par rapport
aux autres et séparées par des zones où le substrat peu affleurer.
·
Terrasses emboîtées : l’érosion qui succède au dépôt
est moins importante que celui-ci. Ainsi le cours d’eau lors de la période
d’érosion ne déblaye pas la totalité des sédiments déposés antérieurement. Les
terrasses vont être déposées les unes sur les autres.
La terrasse la
plus basse est toujours la plus récente.
Terrasses étagées et terrasses
emboîtées. Les courbes à droite des schémas figurent l'évolution du lit de
la rivière au cours du temps.
Les
méandres :
Généralement le lit supérieur et le lit
moyen d’un cours d’eau sont à pente relativement forte et présentant un tracé
plus ou moins rectiligne. Alors que le lit inférieur, se situant dans la plaine
alluviale, est à pente faible. Son tracé n’est pas rectiligne et présentant des
sinuosités arrondies et régulières. Ces sinuosités sont appelées Méandres.
L'érosion
fluviale est responsable de la formation des méandres.
Morphologie des méandres :
Un méandre comprend 2 parties :
·
La rive concave, abrupte dont la vitesse du courant est
grande. C’est une zone d’érosion et par conséquent cette rive recule.
·
La rive convexe, basse dont le courant y circule lentement.
Le fleuve dépose en cette zone une partie de sa charge solide et par conséquent
cette rive avance.
Ces mouvements des rives sont la cause
de la migration latérale du chenal.
 |
Ces méandres ont
tendance à se déplacer vers l'extérieur et vers l'aval du cours d'eau par
érosion sur la rive concave et dépôt sur la rive convexe (sous la forme de point
bars ou lobes de méandre).
Le recoupement des méandres génère des
méandres abandonnés ou bras mort.
Remplissage d'un chenal
7. Deltas et Estuaires
Les fleuves en fin de
leur parcours se jettent dans un bassin ; lac, mer ou océan. L'embouchure d'un cours d'eau dans la mer représente un
domaine intermédiaire où s'affrontent les influences marines et fluviatiles, les
conditions physico-chimiques et dynamiques sont bien différentes, surtout entre
un bassin marin et un cours d’eau fluviale.
·
Du point de vue dynamique, la brusque diminution de vitesse du courant fluvial, à
la rencontre de la mer, entraîne la déposition et la sédimentation des
matériaux transportés par le fleuve.
·
D’autre part, et du point de vue physico-chimique, l’arrivée des
solutions colloïdales transportées par les eaux douces fluviales, dans un milieu
marin salé entraîne leur coagulation ou floculation. Ainsi leur taille augmente
ce qui facilite leur dépôt.
Il
en résulte donc, qu’au niveau des embouchures, les dépôts vont être rapides et
importants. Mais l’action des vagues et des marrées peut évacuer et transporte
au large les matériaux qui viennent d’être déposés en ces zones.
Les
relations entre les processus de dépôt et d’érosion (influence fluviatile ou
marine) déterminent la formation de deux types d’embouchures : les deltas et les estuaires, mais il existe en fait des
intermédiaires entre ces deux types.
7.1. Les deltas :
Dans le cas des deltas
la sédimentation est plus importante que l’érosion et donc le continent
s’avance et pénètre dans la mer. Cette partie gagnée sur la mer est composée de
dépôts alluviaux, qui se présente sous-forme d’une plaine, à pente douce
dirigée vers la mer, et taillée par des chenaux du fleuve appelés bars.
7.1.1. Morphologie
La partie distale du bassin versant d'un fleuve est
généralement une large plaine alluviale où s'accumule une grande partie des
matériaux transportés. Arrivé en mer, le courant décélère et le reste de la
charge se dépose et forme le delta. L'apport continu des sédiments dans le
delta fait avancer ce dernier dans le domaine marin: c'est la progradation
deltaïque.
Un delta se décompose en 3 parties.
·
La plaine deltaïque est le prolongement de la plaine alluviale. Elle
est parcourue par un réseau de chenaux ramifiés, les distributaires. Entre les
chenaux s'étendent des zones marécageuses et garnies de végétation sous climat
humide.
·
Le front du delta est le prolongement de la plaine deltaïque sous la
mer.
·
Le prodelta est la partie la plus externe et la plus profonde du
delta; il repose sur les sédiments marins de la plate-forme littorale.
Morphologie d'un delta
7.1.2. Principaux types de
deltas
La morphologie des deltas dépend de l'importance relative de 3
facteurs qui sont le volume des apports sédimentaires du fleuve, l'énergie de
la houle et l'énergie de la marée.
·
Deltas à dominance fluviatile: ils sont lobés ou
allongés (ou en "patte d'oiseau", comme le delta du Mississipi). Dans
la plaine deltaïque, les distributaires sont nombreux et rectilignes; il s'y
dépose des barres sableuses. Les distributaires sont bordés par des levées qui
les isolent des zones interdistributaires plus basses et marécageuses. A
l'embouchure des distributaires (front du delta) se déposent des barres
sableuses qui progradent sur les sédiments fins du prodelta.
·
Deltas à dominance de marée: les chenaux sont
méandriformes et évasés à leur embouchure; le sable s'accumule en barres de
méandre et en barres tidales à l'embouchure. Les chenaux sont bordés de slikke
intertidale. Les zones interditributaires sont garnies de schorre. Exemple:
l'embouchure de la Gironde, le delta du Gange.
·
Deltas à dominance de vagues: l'action des vagues
se fait sentir sur le front du delta; les sables sont remaniés et forment des
cordons littoraux et des plages; les particules fines sont dispersées vers le
large. Les distributaires sont peu nombreux. Exemple: le Rhône, le fleuve
Sénégal.
Classification des deltas.
Les 3
types de deltas (A) dominance de marée; (B) dominance fluviatile; (C) dominance
de vagues.
Dans son profile, le
delta présente 3 types de couches ou de dépôts :
·
Série basale : se sont des dépôts
formant la base initiale du delta, et donc antérieure à l’établissement de
celui-ci.
·
Série frontale : les sédiments
deltaïques sont déposés en stratification oblique ou entrecroisées. Ce sont des
talus inclinés et instables.
·
Série sommitale : c’est la partie
émergée où les dépôts sont disposés horizontalement et donc discordant sur la
série frontale. Cette série marque la plaine alluviale très basse où les ras du
fleuve s’étalent en méandres.
Progradation
des faciès deltaïques sur une plate-forme
7.2. Les estuaires :
Les estuaires apparaissent une fois le fleuve apporte peu de
matériaux grossiers, surtout des suspensions fines et des matières en solution,
et quand l'hydrodynamisme marin est fort: fortes marées, forte houle, courants
littoraux.
Au
niveau des estuaires donc, c’est la mer qui s’avance dans le continent, et les
eaux, salées marines pénètrent profondément dans la vallée fluviale.
La circulation de l'eau salée et de l'eau douce suit un trajet
complexe qui dépend du cycle des marées. La marée montante refoule l'eau douce
en amont sur une distance qui peut être importante (jusqu’à 100 Km). La vitesse
du courant fluviatile diminue et les matériaux en suspension se sédimentent;
les argiles s'agglomèrent en flocons (floculation) sous l'action des ions de
l'eau de mer et forment un "bouchon
vaseux". Le sédiment caractéristique est la vase.
La vase est formée de particules fines de la classe des lutites
(limons, argiles), de sulfures et d'hydroxydes de fer et de colloïdes
organiques.
Comme dans les vasières littorales, qui sont souvent des
dépendances d'estuaires, la marée délimite le schorre, zone supratidale
couverte de végétation, et la slikke, vase non fixée de la zone
intertidale.
Dans les régions équatoriales, les estuaires sont colonisés par la
mangrove.
Dans le chenal fluviatile peuvent se déposer des barres sableuses;
quand celles-ci deviennent importantes au point de prograder vers la mer,
l'estuaire se transforme en delta.
8. Le milieu marin
Le volume des eaux
marines mondiales atteint presque 1.5 milliards de km3, et ces eaux couvrent
les 2/3 de la surface de la terre, soit 361 millions de km2.
La
répartition des terres et des eaux sur le globe est irrégulière. La plus grande
partie des terres se trouve dans l’hémisphère nord, appelé aussi hémisphère
continental avec 39 % de terre et 61 % des eaux. Alors que l’hémisphère sud ou
océanique est constitué de 19 % de terres et de 81 % des eaux.
8.1. Morphologie des
fonds océaniques :
La subdivision des
fonds océaniques est fonction de la composition, la morphologie et de
caractéristiques biologiques des fonds marins.
D’après
la composition on distingue une division principale :
·
La marge
continentale : Composée de SiAl
et qui n’est en faite qu’un prolongement des continents sous une partie des
mers. Ce prolongement se fait tout autour des océans et va jusqu’à une
profondeur de 4000 à 5000 m.
·
Le bassin
océanique ou lit océanique :
Au-delà de 4000 à 5000 m. Les fonds océaniques sont entièrement formés de SiMa et il ne reste aucune trace des
structures sialiques continentales.
Morphologie de fonds
océaniques
8.1.1. La
marge continentale :
La marge continentale
correspond à une zone située entre le continent et la croûte océanique, elle comprend :
8.1.1.1.
Le plateau continentale : de à environ
200 m de profondeur, à pente très faible (0°-0.7°). D’un point de vue
biologique il est subdivisée en :
-
étage supralittoral ou supratidal : au dessus des
maximums des marées hautes.
-
étage médiolittoral ou intertidal : qui correspond à la
zone de balancement des marées.
-
étage infalittoral ou infratidal : avec une immersion
constante et qui va jusqu’à 40 m de profondeur.
-
étage circalittoral : de 40 à 200 m environ, jusqu’à la
rupture de pente.
8.1.1.2. Le talus ou
pente continentale :
Il est plus abrupt avec
une pente de 3° à 5° et qui va de la rupture de pente (environ 200 m) à 2500 –
3000 m de profondeur. Il correspond à l’étage
bathyal.
8.1.1.3.
Le Glacis continental :
Il
est en fait la partie inférieure de la pente continentale, avec une pente plus
faible de 1° à 1.5°. La profondeur de cette zone peut aller jusqu’à 5000 m .
8.1.2. Les plaines
abyssales ou lits océaniques.
Elles couvrent la plus
grande partie des océans (76.2 %), à pente très douce et avec des profondeurs
moyennes de 5000 à 6000 m.
Les formes les plus
caractéristiques du relief des fonds océaniques sont des dépressions ou cuvettes et les dorsales médio-océaniques.
Les
glacis continental et la plaine abyssale correspondent, généralement, à l’étage abyssal.
Les
zones les plus profondes (fosses océaniques) correspondent à l´étage hadal.
Classification
bionomique de Pérès et Picard
8.2.
Caractéristiques
physico-chimiques et mouvements des eaux marines.
8.2.1.
Caractéristiques physico-chimiques
Température : La température de
l’eau de la couche superficielle des mers et des océans dépend des conditions
climatiques. Elle est plus élevée dans les régions tropicales que dans les
régions polaires.
La température moyenne
des eaux marines superficielles est de 17.4 °C. Cette température diminue avec
la profondeur et atteint dans les couches près du fond 3 °C. Dans les zones les
plus profondes elle est encore plus basse et peut être inférieur à 0 °C.
La
température des eaux marines est influencée sensiblement par les courants
marins. La différence de température entre les eaux tropicales set les eaux
polaires des hautes latitudes est à l’origine des courants marins.
La
salinité :
L’eau marine contient en solution une quantité importante de différents sels.
Le poids en matière solide contenue dans 1 kg d’eau de mer = salinité, exprimée
en gr/kg ou ‰.
La salinité moyenne est
de 35 ‰ et elle est dite normale.
Dans
les eaux à salinité normale, la plus grande partie des matériaux dissous
revient au chlorure de sodium (NaCl, 78.32 %), de magnésium (MgCl, 9.44 %). Les
sulfures représentés par MgSO4, CaSO4, H2SO4
ne font que 11.94 %, les autres sels ne dépassent pas les 0.4%.
Dans
certains bassins isolés, la salinité de l’eau diffère sensiblement de la
normale. Plus l’isolement est fort, plus cette différence est grande.
La densité : La densité est fonction de la température et la salinité :
·
En général la
densité suit l´évolution de la température
·
Dans quelques
cas particuliers, lorsque les variations de salinité sont très importantes, la
température peut évoluer différemment de la température.
Variation de la
température, la salinité et la densité des eaux océaniques de surface en
fonction de la latitude
8.3. Les mouvements des
eaux marines :
Les vents, l’attraction
lunaire et solaire, les variations de température et de salinité agissent
profondément sur les masses d’eaux marines et océaniques. Les actions de ces
facteurs sont la cause des mouvements d’eau marine. Des mouvements sous-forme
de courant, de vagues et des marées. Ces déplacements des eaux marines
transportent avec eux des masses énormes de matières sous la forme de
solutions, suspensions ou de gros débris.
8.3.1. Les courants marins :
Ce sont des
déplacements horizontaux d’énormes masses d’eau. Ils sont provoqués par des
différences de température et de salinité et la force des vents permanents ou
périodiques.
Il existe plusieurs types
de courants : permanents et périodiques, superficiels et profonds, chauds
et froids, etc.
Schéma des principaux
courants de l’Océan mondial (hiver dans l’hémisphère Nord)
8.3.2. Les
marées :
Ce sont des élévations
et des abaissements périodiques du niveau de l’eau marine, dus à l’attraction différente
de la Lune et du soleil.
8. 3.2.1. Formations
des marées :
Newton a démontré que
ces phénomènes sont dus à l’attraction de la lune et du soleil.
Les eaux en face de la
lune (point A de la figure) sont attirés plus fort que l‘enveloppe solide de la
Terre, donc elles devancent la terre.
Au point B, la Terre
solide est attirée plus fortement vers la lune que l’eau qui, dans ces
conditions, retarde par rapport à la Terre.
Si au niveau des points
A et B on a donc une marée haute, dans les points C et D on aura une marée
basse.
L’action
du soleil sur les marées est analogue à celle de la lune, sauf qu’elle beaucoup
plus faible à cause de son grand éloignement.
Deux
fois par mois, aux périodes de plaine lune et de nouvelle lune, la Terre, la
lune et le soleil se trouvent alignés. L’action du soleil s’ajoute, dans ce
cas, à celle de la lune et l’amplitude des marées est plus grande, les marées
sont dites de vive-eau (partie b de
la figure)
Aux
quadratures (lorsque la terre, la lune et le soleil ne sont pas alignés).
L’amplitude des marées est minimale et ont dit que ce sont des marées de morte-eau (partie c de la figure).
Les
courants engendres par les marées sont dits de flot lors des marées hautes et de jusant pendant les marées basses.
Schéma de la formation
des marées lunaires
a – naissance de l’onde
de marée haute lunaire, b- vive-eau
c - morte –eau. 1-
marée lunaire, 2- marée solaire
8.3.2.2. Types et amplitude
des marées
Les
marées peuvent être semi-diurne (2
marées hautes et 2 marées basses par 24 h), diurnes
(1 marée haute et 1 marée basse par 24 h) ou mixtes.
Types des marées. a-
semi-diurne (New York) ; mixte (San Francisco) ; diurne (Manille).
Au Maroc les marées
sont semi-diurnes comme dans tout l’océan Atlantique. Les marées diurnes et
mixtes sont caractéristiques du Pacifique.
Sur le littoral des
mers ouvertes, l’amplitude des marées peut atteindre plus de 10 m. alors que
dans les bassins des mers intérieures (Méditerranée, mer Noire), les amplitudes
sont peu grandes et ne dépassent pas quelques dizaines de cm.
Au
Maroc et sur l’Atlantique l’amplitude des hautes mers est d’environ 3 m, alors
qu’on Méditerranée, cette amplitude est assez faible ne dépassant pas 1 m à
l’Ouest et diminue vers l’Est.
8.3.3. Houle et
vagues
La houle est le
mouvement ondulatoire que subit la surface de la mer sous l’influence du vent,
et elle se traduit par les vagues.
Les caractéristiques
des vagues (longueur d’onde, hauteur, période) dépendent de la vitesse du vent
et la durée pendant laquelle il souffle.
Au
large, dans les zones profondes, chaque particule d’eau se déplace suivant une
orbite circulaire.
En
s’approchant de la côte (lorsque la profondeur est inférieure à ½ longueur
d’onde), le frottement de la vague contre le fond fait diminuer la vitesse et
la longueur de la vague. Le mouvement ralenti fait tourner les vagues qui
deviennent plus ou moins parallèles au rivage.
Quant la profondeur
devient égale ou inférieur à la hauteur de la vague, celle-ci se renverse ou
déferle et se transforme en ressac.
Comportement des vagues au large et près des
côtes
8.4.
La sédimentation marine :
Les continents, à
travers les fleuves, fournissent une quantité énorme de débris, qui vont se
déposer dans différentes zones de la mer (en fonction des conditions
hydrodynamiques du milieu de dépôt). En plus les matériaux apportés par les
fleuves, une partie des sédiments marins est due aux restes squelettiques des
organismes qui peuplent les mers.
Les
dépôts marins sont très variés, et se repartissent en plusieurs zones :
zones littorales, de plate-forme continentale, bathyale et zone abyssale.
Les dépôts littoraux et
de plate-forme sont dits néritiques
alors que les dépôts profonds (bathyaux et abyssaux) sont dits pélagiques.
8.4.1. Les dépôts
néritiques :
Les dépôts néritiques
sont très variés : terrigènes, chimiques et organogènes.
Généralement, les
dépôts terrigènes sont très abondants près des côtes surtout dans les plages.
Et à mesure qu’on s’éloigne du rivage la taille des débris diminue. Dans les
zones côtières abritées (baie, golfes) s’accumulent souvent des sédiments très
fins (vases).
Pour
les plates-formes continentales on distingue principalement deux types, en
fonction es caractères des sédiments :
-
Plates-formes
silico-clastiques :
la majorité des dépôts sont détritiques et de différentes tailles (graviers,
sables, argiles). Les sédiments carbonatés sont généralement peu représentés.
Ce type de plate-forme se rencontre surtout dans les mers froides.
-
Plates-formes
carbonatées :
se présentent surtout dans les mers chaudes. La plus grande partie des dépôts
est formée par les carbonates.
8.4.2. Les dépôts
pélagiques :
Les grandes profondeurs
et l’éloignement du continent confèrent aux sédiments pélagiques des
caractéristiques bien particulières :
-
Les matériaux terrigènes sont faiblement
représentés, et se présentent sous forme de très fines particules en suspension
dans l’eau.
-
Les organismes benthiques sont peu
abondants, vu les basses températures et l’absence de lumière.
-
Les faibles agitations favorisent des
dépôts par décantation.
Aux
sédiments terrigènes se rapportent les boues ou les vases des grands fonds. Elles sont vertes à bleues dans les zones
moins profondes (Talus), et rouges dans les zones plus profondes.
Les
sédiments organogènes de la zone du talus sont riches en foraminifères
planctoniques et algues calcaires. Ces sédiments vont jusqu’à une profondeur de
3000 à 4000 m.
Au-delà
de 4000 m environ, les boues calcaires disparaissent, du fait que, les
carbonates commencent à ce dissoudre. Elles sont remplacées par des boues
siliceuses à Radiolaires et Diatomées.
En
général, l’épaisseur de la couche des dépôts pélagiques dépasse rarement les 500 m .
Répartition des grands
types de sédiments récents (Berger, in Chamley, 1988)
9. Les
eaux souterraines
9.1. Notion de
perméabilité des roches.
Le sable, le grès et
beaucoup de roches calcaires sont des roches perméables, car elles sont
poreuses ou fissurées.
On
appelle porosité d’une roche, le rapport :
P = Volume des vides / Volume totale de la
roche,
1≥ p ≥0
Les roches perméables
présentent des espaces vides (interstices) qui laissent passer l’eau.
Les argiles et les marnes sont imperméables (P = 0), car leur particules sont très fines et ne laissent pas entre elles des vides pour le passage de l’eau.
Les argiles et les marnes sont imperméables (P = 0), car leur particules sont très fines et ne laissent pas entre elles des vides pour le passage de l’eau.
9.2. Types de
circulation des eaux souterraines
2.1.
La circulation capillaire :
Les eaux ‘infiltrent et
circulent lentement dans les vides des roches poreuses, perméables.
Ces roches constituent
ainsi des réservoirs d’eau, qu’on appelle nappes d’eau.
On
distingue deux types de nappes :
-
Nappes
libres :
Quand les eaux s’infiltrent dans des couches perméables reposant sur des
couches imperméables ;
-
Nappes
captives :
Quand les eaux sont emprisonnées entre deux couches imperméables. Si on réalise
un forage qui atteint la nappe captive, l’eau monte vers la surface par
pression et jaillit à la surface du sol. Ce forage est dit puit artésien.
9.2.2. La circulation
fissurale :
L’eau circule beaucoup
plus rapidement dans les roches fissurées
9. 2.3. La circulation
dans les roches solubles :
Les calcaires sont des
roches solubles. Leur solubilité augmente quand les eaux qui les traversent
sont riches en CO2 ; gaz carbonique acide :
CaCO3 + H2O + CO2 Ca(CO3H)2
Calcaire bicarbonate
de calcium
9.3. L’action dissolvante des eaux souterraines.
Quand les eaux
souterraines attaquent, par dissolution, un plateau calcaire elles forment des
cavernes et des grottes qu’on appelle un Karst.
Les
grottes karstiques sont tapissées de stalactites
(vers le haut) et stalagmites (vers
le bas). Des rivières souterraines peuvent traverser ces grottes.
En
surface : A la surface du plateau calcaire il y’a formation de structures
qui témoignent de la dissolution des calcaires
Lapiez : surface rugueuse de dissolution.
Doline : dépression circulaire avec dissolution du calcaire
sur place par élargissement des fissures.
Formation d’une doline
Ouvala : résultat de la communication de 2 ou plusieurs
dolines ;
Formation d’une ouvala
Relief ruiniforme : paysage ‘’en
ruines‘’ du à la dissolution.
Aven : trou vertical faisant
communiquer la grotte avec la surface du plateau.
Poljé : plaine en dépression
allongée en vallée.
Un poljé
Exsurgence : apparition des eaux souterraines en source.
Modelé karstique
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