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INTRODUCTION Le relief terrestre est l’objet d’étude de la géomorphologie, une des branches de la géographie. La géomorphologie est la science qui a pour but de décrire et d’expliquer les formes du relief terrestre, leur genèse, leur évolution dans le temps et leurs relations dans l’espace. La comp...

INTRODUCTION Le relief terrestre est l’objet d’étude de la géomorphologie, une des branches de la géographie. La géomorphologie est la science qui a pour but de décrire et d’expliquer les formes du relief terrestre, leur genèse, leur évolution dans le temps et leurs relations dans l’espace. La compréhension de la genèse et de la structure des formes du relief terrestre se situe à l’interface de la lithosphère et de l’asthénosphère. Cette interface fonctionne sous le contrôle des forces de la géodynamique interne qui érigent les formes de relief à la surface de la Terre. La surface terrestre étant une interface entre quatre des enveloppes constitutives du globe (atmosphère, lithosphère, hydrosphère et biosphère), le relief terrestre est un état momentané d’équilibre entre plusieurs facteurs, interdépendants et interactifs. Certains de ces facteurs se rapportent à la constitution de l’écorce terrestre ; ce sont les facteurs structuraux (lithologie et tectonique). D’autres concernent les échanges d’énergie et de matière au niveau des interfaces ; ce sont les facteurs dynamiques (internes : séismes et volcans ; externes : atmosphériques (climat), gravitaires (transports de matériel sur les versants), biologiques (végétation, animaux, homme). D’autres encore régissent les variations dans le temps ; ce sont les facteurs diachroniques qui expliquent l’évolution des formes. Selon qu’elle prenne en charge l’un ou l’autre de ces groupes de facteurs, l’analyse géomorphologique se décompose comme suit. La description du relief, physionomique (morphographie) et/ou géométrique (morphométrie), permet de définir et de classer les formes du terrain et leurs associations (familles de formes). La confrontation de ces formes avec les facteurs structuraux fait l’objet de la géomorphologie structurale ; celle avec les agents et processus de la genèse et de l’évolution des formes constitue la géomorphologie dynamique. Elle consiste à déceler et à quantifier les mécanismes de l’altération et de la destruction des roches, des transferts de matière et du dépôt des formations sédimentaires (formations superficielles). Il existe aussi la géomorphologie historique qui s’efforce de reconstituer la succession des événements dans le temps, de reconnaître dans le relief actuel les héritages du passé et de les dater. Il s’agit de la morphochronologie qui révèle l’importance du facteur temps dans l’accomplissement des faits géomorphologiques. La géomorphologie entretient des relations conceptuelles et méthodologiques avec les autres sciences de la Terre, ainsi qu’avec les sciences de la vie et les sciences humaines. Dans sa démarche scientifique fondamentale, principalement à grande et moyenne échelle, la géomorphologie est en effet amenée à maîtriser de nombreuses données utiles à l’intervention de l’homme sur son milieu ou à la protection de son environnement. Ces perspectives géotechniques sont à l’origine d’une géomorphologie appliquée directement prise en compte dans les opérations d’aménagement et de développement économique. Chapitre 1 - LES ERES GEOLOGIQUES ET LA STRUCTURE DU GLOBE 1.1. Les ères géologiques et les faits géomorphologiques et climatiques associés L’histoire de la terre est jalonnée de faits géomorphologiques et climatiques regroupés dans les ères géologiques selon leur chronologie. Les ères géologiques sont les grandes divisions de l’histoire de la Terre. Ces divisions sont réalisées à partir des changements majeurs qui ont marqué l’histoire de la Terre. Au nombre de quatre, ces ères géologiques sont : le Précambrien, le Paléozoïque, le Mésozoïque et le Cénozoïque. A ces quatre ères majeures, on ajouter parfois le Quaternaire qui est l’ère la plus courte. Toutes ces ères sont divisées en périodes et les périodes en étages. Les étages feront l’objet d’une étude détaillée au troisième semestre. 1.1.1. Le Précambrien C’est l’ère la plus ancienne et la plus longue de l’histoire de la terre. Sa durée est d’environ 4 milliards d’années. Elle va de l’époque archéenne à la fin de la période protérozoïque encore appelée Algonkien. 1.1.1.1. La période archéenne C’est une période mal connue. Elle est caractérisée par la mise en place des terrains les plus vieux du globe qui constituent les noyaux originels des continents (ce sont des boucliers). 1.1.1.2. La période protérozoïque Elle est divisée en trois : le Protérozoïque inférieur, le Protérozoïque moyen et le Protérozoïque supérieur ou terminal. En Afrique de l’ouest par exemple, le Protérozoïque inférieur est marqué par l’orogenèse libérienne (chaîne de montagnes du Libéria) (-2700 Ma), le Protérozoïque moyen par l’orogenèse éburnéenne (-2050 Ma) qui est la mise en place de la chaîne de montagnes appelée de nos jours, dorsale de Man ou de Léo en Côte d’Ivoire et le Protérozoïque supérieur par l’orogenèse panafricaine (formation des Monts Togo ou Atacora), vers -600 ± 50 Ma. Le climat au début chaud va se refroidir avec l’installation d’une glaciation à la fin du Protérozoïque qui marque la fin du Précambrien et le début du Paléozoïque. 1.1.2. Le Paléozoïque ou le Primaire Il est caractérisé par six périodes qui sont : le Cambrien, l’Ordovicien, le Silurien, le Dévonien, le Carbonifère et le Permien. Sa durée est d’environ 305 Ma (-550 à -245 Ma). Durant cette ère se sont formées les orogènes (montagnes) d’Ecosse, de la Scandinavie et d’Amérique du Nord. Cette orogenèse qui se situe entre l’Ordovicien et le Silurien est appelée calédonienne (la Calédonie est l’ancien nom de l’Ecosse). Le climat froid au début de cette ère va entraîner la formation des calottes glaciaires en Europe, en Afrique et en Amérique du Sud. Le froid extrême qui a pour conséquence l’assèchement du climat va favoriser l’érosion des chaînes mises en place. Ainsi au Dévonien, l’érosion intense des chaînes calédoniennes, sous un climat de type tropical, va entrainer la formation des vieux grès rouges qu’on rencontre aujourd’hui en Europe. Par ailleurs, au Carbonifère, s’est manifestée l’orogenèse hercynienne qui regroupe les montagnes d’Oural et les Appalaches. Le climat toujours de type tropical va occasionner l’érosion de ces reliefs et engendrer la mise en place de nouveaux grès rouges. 1.1.3. Le Mésozoïque ou le Secondaire Il comprend trois périodes à savoir : Le Trias, le Jurassique et le Crétacé. Sa durée est d’environ 185 Ma (-245 à -60 Ma). Cette ère est marquée par la dislocation entre la mi-Trias et la mi- Jurassique de la partie sud du Gondwana (le super continent la Pangée est divisé en deux : la Laurasie au nord et le Gondwana au sud). L’Australie, l’Antarctique et l’Inde se détachent de l’ensemble du sous-continent Gondwana. Vers la fin du Jurassique, on assiste à la formation d’un fossé tectonique entre l’Afrique et l’Amérique du sud qui inaugure l’ouverture de l’océan Atlantique au Crétacé. A la même époque a débuté la formation des chaînes alpines. Du climat tropical au début de cette ère, on passe à un climat froid au Crétacé qui marque la fin du Mésozoïque et le début du Cénozoïque. 1.1.4. Le Cénozoïque ou le Tertiaire Il est divisé en Paléogène (65 à 25 Ma) et en Néogène (25 Ma à nos jours). Le Paléogène se subdivise en Paléocène, Eocène et Oligocène et le Néogène en Miocène, Pliocène, Pléistocène et Holocène. Ces deux dernières périodes constituent le Quaternaire que l’anthropocentrisme a érigé en ère géologique qui n’a duré qu’environ 2 Ma. Le Cénozoïque est marqué, du point de vue géomorphologique, par la poursuite de l’orogenèse alpine. A l’Eocène moyen ce sont formées les Pyrénées (phase pyrénéenne), à la limite Eocène- oligocène, les chaînes yougoslaves sont mises en place (phase save), au Miocène moyen, c’est le tour des chaînes autrichiennes (phase styrienne) et au Pliocène, les chaînes grecques (phase attique). C’est au cours du Cénozoïque que s’organisa le positionnement des masses continentales actuelles. L’extrémité nord du continent américain, le Groenland et l’Europe du Nord se séparent définitivement. L’Island a vu le jour il y a 15 Ma, de même que l’ouverture du grand rift est- africain. La séparation de l’île de Madagascar du continent africain s’accentua au cours de cette ère. L’océan Atlantique acquiert peu à peu sa forme actuelle. Le Quaternaire est essentiellement une ère de glaciation, c’est-à-dire de refroidissement du climat avec la formation des glaciers qui couvrent toute l’Europe, l’Amérique du Nord et le nord de l’Asie. Les périodes glacières sont caractérisées par un assèchement du climat et la baisse du niveau marin qui a pour conséquence le creusement des rias (une ria est la basse vallée des cours d’eau côtiers). La remonté du niveau marin liée au réchauffement du climat entraîne le comblement de ces rias par des dépôts fluviomarins. Sur les continents, c’est la formation des terrasses alluviales. Les ères géologiques constituent une sorte de calendrier de l’histoire passée de la terre, permettant de remonter à la genèse des faits géomorphologiques et climatiques entre autres. Elles permettent de se faire une idée de la durée de ces faits, surtout les faits géomorphologiques qui exigent un long temps dans leur accomplissement (cas de la mise en place des chaînes de montagnes).  La structure du globe 1.2.1. La structure externe du globe 1.2.1.1. La lithosphère La lithosphère est l’enveloppe superficielle du globe terrestre. Cette enveloppe rigide est constituée d’une partie visible appelée écorce terrestre et d’une partie sous-jacente appelée manteau supérieur. 1) L’écorce terrestre C’est la partie visible de la lithosphère constituée de roches et marquée de reliefs divers. L’écorce terrestre dont l’épaisseur varie entre 10 et 60 km avec une moyenne de 30 km est séparée du manteau supérieur par une surface appelée discontinuité de Mohorovicic ou le Moho. 2) Le manteau supérieur C’est la portion invisible de la lithosphère située au-dessous de la croûte terrestre. Le manteau supérieur est constitué essentiellement de péridotite (la péridotite est une roche magmatique formée pour l’essentiel de péridot, un minéral qu’on rencontre dans le basalte). La péridotite est constituée de silicates ferromagnésiens. Il est solide et solidaire de la croûte terrestre ; cet ensemble constitue la lithosphère. L’épaisseur de la lithosphère est de 70 km sous les océans, et de 150 km sous les continents (sous les hautes montagnes). Au-delà de 150 km qui est l’épaisseur maximale de la lithosphère, le matériel mantellique devient visqueux.  1.2.1.2. Les constituants de l’écorce terrestre : les roches 1) Définition La roche est un constituant minéral de l’écorce terrestre. Comme matériel naturel de l’écorce terrestre, elle présente une certaine homogénéité à l’affleurement lorsqu’elle est cohérente. Mais la roche peut être aussi meuble (le sable), liquide (pétrole brut) voire gazeuse (gaz naturel). D’un point de vue morphologique, ce sont les roches cohérentes et meubles qui jouent un rôle dans la configuration des reliefs. Ces roches sont constituées d’un agrégat de minéraux qui sont originels (roches endogènes), hérités (roches exogènes ou sédimentaires) ou transformés (roches métamorphiques ou cristallophylliennes). 2) Les grandes familles de roches Il existe trois grandes familles de roches : les roches endogènes ou éruptives, les roches métamorphiques et les roches sédimentaires ou exogènes. a) Les roches endogènes Elles se forment au sein du globe par solidification du magma. La vitesse de leur solidification détermine leur texture qui permet de les classer en deux groupes : d’un côté les roches plutoniques et de l’autre les roches volcaniques. - Les roches plutoniques Elles se sont solidifiées au sein de la lithosphère. Dans ces conditions anaérobies, leur refroidissement très lent a permis aux minéraux de bien se cristalliser, d’où la texture grenue qui les caractérise. La texture : c’est l’agencement des minéraux suivant leur taille et leur forme dans la masse rocheuse. Dans la texture grenue due à un refroidissement lent, on distingue : la texture aplitique, lorsque les cristaux sont fins, la texture pegmatitique quand la taille des cristaux atteint quelques cm et la texture porphyroïde, lorsqu’il y a un mélange de petits et de gros cristaux. Par contre, lorsque le refroidissement a été rapide, soit parce que le refroidissement c’est opéré à une faible profondeur, soit parce qu’il s’agit d’un filon, les minéraux formés sont de petite taille et définissent une texture microgrenue (les cristaux dans ce cas sont quasiment invisibles à l’œil nu). Comme exemple de roches plutoniques on a les granites, les granodiorites etc. - Les roches volcaniques Elles proviennent d’une éruption qui les a propulsées à l’air libre ou sous l’eau, où elles se sont solidifiées rapidement. La conséquence d’un tel refroidissement brusque est la formation de minuscules cristaux noyés dans une pâte vitreuse, caractérisant la texture microlithique (les cristaux sont invisibles à l’œil nu). Parfois, ce refroidissement brusque empêche, carrément, la formation de cristaux, d’où une texture vitreuse qui caractérise certaines roches volcaniques telle que l’obsidienne. Exemple de roches volcaniques : le basalte, le gabbro… Les roches endogènes présentent une structure variée. La structure est l’organisation des cristaux dans la masse rocheuse. Quand les cristaux forment des amas allongés, c’est la structure glanduleuse ou amygdalaire. La présence de vides engendrés par les bulles de gaz détermine une structure poreuse ou vacuolaire (pierre ponce). Quand les éléments constitutifs sont libres, il s’agit de la structure meuble (les cendres volcaniques). Les éclats de quartz dans la masse rocheuse donnent une structure cataclastique.   La composition chimique La classification des roches endogènes est fondée essentiellement sur leur composition chimique. L’élément servant de base à la classification est la silice. La silice est un minéral très répandu qu’on retrouve dans toutes les roches. Sa présence implique celle du quartz qui est de la silice pure cristallisée (Si 02 : dioxyde de silicium). On distingue : les roches saturées en silice et les roches pauvres en silice, entre ces deux types de roches il y a des roches intermédiaires. Les roches acides telles que les trachytes, les granites, les dacites, les phonolites et les rhyolites sont de la première catégorie, avec une teneur en silice égale à 65%. Les basaltes et les gabbros qui sont des roches basiques contiennent 45% de silice. Les andésites, roches intermédiaires en contiennent 55%. La composition minéralogique de quelques roches tels que le granite et le basalte est la suivante : Le granite est constitué de : - quartz, un minéral très dure et quasiment inaltérable - feldspath qui est un corps chimique complexe formé de silice, de potassium, d’alumine, de sodium et de calcium - mica blanc composé de silice, d’alumine et de potassium - mica noir qui contient en plus de la silice, de l’alumine et du potassium, du magnésium et du fer. Le basalte est formé de : - pyroxène - olivine - feldspath Ces cristaux qui forment le basalte sont noyés dans une substance non cristallisée qui ressemble à du verre brunâtre. b) Les roches métamorphiques ou cristallophylliennes Elles proviennent de la transformation des roches endogènes ou sédimentaires, sous l’action des facteurs endogènes tels que : la chaleur interne du globe, les pressions et les remontées magmatiques. Le processus de transformation des roches préexistantes en roches métamorphiques s’appelle le métamorphisme. - Les caractéristiques pétrographiques Elles s’apparentent à celles de la roche initiale et aux modifications qu’elle a subies. La structure des roches métamorphiques est fondamentalement différente de celle de la roche initiale, tandis que la texture présente, dans la plupart des cas, une coexistence de minéraux de la roche de départ et de nouveaux minéraux.  La structure Presque toutes les roches métamorphiques présentent une structure orientée, caractérisée par une disposition en feuillets des minéraux ; d’où leur nom de roches cristallophylliennes. On distingue : - La structure schisteuse, caractérisée par une superposition des feuillets de cristaux très remarquable ; c’est le cas dans les schistes. - La structure œillée, caractérisée par une alternance de lits très fins de minéraux sombres et clairs, disposés de façon concentrique. C’est le cas des gneiss œillés (micas, amphiboles, quartz, feldspaths, etc.) - La structure rubanée présentant des lits très fins de minéraux disposés en forme de ruban (exemple des gneiss rubanés). A ces structures orientées s’oppose la structure homogène et finement cristallisée caractérisant les roches cornéennes.  La texture Elle est commandée par la recristallisation des roches lors du métamorphisme. Lorsque le métamorphisme est poussé, il se crée une texture homogène avec des cristaux de forme polygonale. Dans le cas contraire, il y a une coexistence de minéraux reliques (ceux de la roche initiale) et de minéraux néoformés, c’est-à-dire de nouveaux minéraux. - La disposition zonale des roches métamorphiques Dans une zone affectée par le métamorphisme, les roches de même nature se retrouvent dans un même secteur défini par l’égale intensité du métamorphisme. Ces secteurs d’égale intensité sont appelés isogrades. Les caractéristiques des isogrades dépendent du type de métamorphisme.  Le métamorphisme de contact Il résulte d’une intrusion magmatique dans les roches déjà en place. Il se traduit par une simple auréole de contact due à l’échauffement rapide des terrains encaissants. Très limité dans l’espace (quelques centaines de mètres), l’auréole métamorphique se compose de minces zones concentriques, entourant le noyau de granite intrusif. Du centre vers la périphérie, on distingue : les roches cornéennes et les schistes.  Le métamorphisme régional IL affecte de vastes étendues de terrain (plusieurs centaines voire milliers de km), lors de la mise en place des reliefs plissés. En fonction du degré de transformation des roches, on distingue en gros trois zones : l’épizone, la mésozone et la catazone. - L’épizone correspond à un faible métamorphisme ; les roches associées à cette zone sont les ectinites (roches simplement recristallisées), les micaschistes et certains gneiss. - La mésozone est caractérisée par un métamorphisme moyen. Les roches caractéristiques sont les migmatiques (gneiss à deux structures : une structure foliée et une autre granitoïde). C’est un mélange de type granite et gneiss. - La catazone est la zone de l’ultra métamorphisme. Le paroxysme est atteint en raison de très fortes températures et pression élevée qui règnent dans les couches profondes. Cette zone est marquée par l’apparition du granite d’anatexie très compact et résistant.  1. Les roches sédimentaires ou exogènes Les roches sédimentaires proviennent d’une part des dépôts de sédiments dans les fonds marins ou dans les dépressions fermées que sont les lacs et les étangs et d’autre part des dépôts de carcasses d’animaux marins et de l’activité des animaux marins microscopiques (coraux). Les premières qui représentent les roches sédimentaires détritiques peuvent se présenter sous la forme meuble ou consolidée. Dans le dernier cas de figure, elles résultent de processus physico-chimiques complexes appelés diagenèse ou lithogenèse. Les roches sédimentaires qu’elles soient d’origine détritique, (provenant de la dégradation des autres roches), biodétritique (restes d’animaux marins) ou chimique sont dites exogènes, parce qu’elles se forment à la surface de la terre. 1.1. Les caractéristiques pétrographiques Elles sont fonctions de la nature des constituants minéraux qui caractérisent les différents types de roches sédimentaires. - Les roches sédimentaires détritiques proviennent de l’érosion mécanique d’autres roches qu’on appelle roches préexistantes. Les processus qui conduisent à la formation de ces roches passent d’abord par l’altération chimique des roches préexistantes, sous l’action de l’eau d’infiltration. Ensuite, la dégradation mécanique des produits de l’altération par les eaux de pluies qui s’organisent en eaux de ruissellement transportant des sédiments en direction des axes de drainage. Le transport de ces sédiments est donc assuré par les cours d’eau. Enfin, les cours d’eau déposent les sédiments qu’ils charrient (sables, argiles, limons…) dans les mers ou océans ou encore dans les lacs. C’est dans ces zones déprimées que les sédiments vont subir les processus de diagenèse pour devenir des roches sédimentaires. - Les roches sédimentaires biodétritiques proviennent de l’accumulation des squelettes d’animaux marins macroscopiques (poissons, mammifères, coquillage etc.) et microscopiques (les polypes des coraux). Ces restes d’animaux donnent des roches comme la craie et le calcaire oolithique. - Les roches chimiques résultent de la précipitation des sels dissous dans l’eau de mer. Lorsque l’évaporation est intense, il se forme des roches appelées évaporites. Exemple : le gypse, le phosphate, le sel gemme. 1.2. La composition minéralogique Elle est hétérogène, car les roches sédimentaires sont composées généralement d’un minéral prédominant, auquel s’associent d’autres minéraux accessoires. C’est naturellement, le minéral principal qui confère à la roche son nom. Par exemple, le calcaire est composé de carbonate de calcium, de minéraux argileux, et de quartz. Ainsi, les roches sédimentaires sont rarement constituées d’un seul minéral. Les seules roches constituées d’un seul minéral sont les spaths d’Islande formés de calcite. Il existe des roches sédimentaires composites comme le calcaire dolomitique, la craie phosphatée… 1.3. La texture Elle est fonction de la taille des éléments constitutifs. Son étude relève de la sédimentologie qui est l’étude des sédiments. La classification des sédiments ou granoclassement se base sur leur taille qu’on appelle la granulométrie. Des plus gros éléments aux plus petits, elle se présente comme suit : 2. Eléments > 50 cm= blocs 3. Eléments de 50 à 2 cm=galets 4. Eléments de 2 à 0,5 cm=graviers 5. Eléments de 0,5 à 0,2 cm=granules 6. Eléments de 2 à 0,05 mm=sables 7. Eléments de 50 à 2µ=limons 8. Eléments