Géodynamique Externe - Licence 1 - Université Felix Houphouët Boigny (PDF)

1 REPUBLIQUE DE COTE D’IVOIRE Union – Discipline – Travail Ministère de l’Enseignement Supérieur et de la Recherche Scientifique UFR des Sciences...

1 REPUBLIQUE DE COTE D’IVOIRE Union – Discipline – Travail Ministère de l’Enseignement Supérieur et de la Recherche Scientifique UFR des Sciences de la Terre et des Ressources Minières Université Felix Houphouët Boigny de Département des Sciences et Cocody Techniques de l’Eau et du Génie de l’Environnement GEODYNAMIQUE EXTERNE LICENCE I Prof. SORO N. Année Scolaire 2013-2014 année scolaire:2016/201 7  2 AVANT-PROPOS Ce cours est destiné aux étudiants de première année de Chimie-Biologie-Géologie (CBG) et des Sciences de la Nature (SN). Les étudiants des Grandes Ecoles et Instituts y trouveront des notions de base dans la compréhension de certains phénomènes géologiques se déroulant à la surface de la terre et qui concourent à la formation des paysages. Le cours est abondamment illustré et rendu le plus concis possible, ce qui en facilite sa compréhension. Il est axé essentiellement sur la description des différents processus de façonnement des paysages tels que : l’altération, l’érosion, le transport et le dépôt des sédiments. Toutes les notions de la Géodynamique externe n’ont pas été abordées et c’est pourquoi ce cours connaîtra des révisions au fil des années mais tout en se conformant à l’’esprit du programme officiel prévu pour les étudiants inscrits en première année des Sciences chimiques et naturelles. Nous tenons à préciser que ce fascicule est un abrégé du cours donc un support de travail, son acquisition ne dispense nullement l’étudiant de suivre les cours magistraux.  3 INTRODUCTION Au sens large, la géologie comprend toutes les sciences de la terre. Dans un sens restreint, c’est l’étude de la terre elle-même sans son enveloppe gazeuse. La géologie est une science descriptive et explicative basée sur l’observation des phénomènes actuels et passés conformes aux données expérimentales et aux lois des sciences exactes (figure 1). La géologie est l’une des sciences les plus diversifiées dont les principales branches ne reflètent que partiellement les différentes interfaces qui existent entre elles. PRINCIPALES BRANCHES DE LA GÉOLOGIE :  GÉOLOGIE HISTORIQUE basée sur la stratigraphie (succession des couches)  GÉOLOGIE STRUCTURALE décrit les structures actuelles de la terre  PÉTROGRAPHIE étudie l’aspect descriptif des roches  PALÉONTOLOGIE étudie les fossiles, restes et empreintes des plantes et des animaux  GÉOLOGIE APPLIQUÉE comprend :  Géotechnique : (tunnel, barrage, etc.) mécanique des sols et des roches ;  Métallogénie : gîtes minéraux et leurs formations ;  Hydrogéologie : eaux souterraines, eaux de sources, puits, etc. ;  Pédologie : étude du sol et ses applications (agriculture, etc.) ;  Géologie du pétrole : gaz, huile, cire fossile, migration, exploitation ;  Géologie du charbon : gisement, formation, exploitation. L’étude des formes du relief et des paysages actuels de la terre (modelé) constitue l’objet de la GEOMORPHOLOGIE dont l’un des aspects est la GEODYNAMIQUE (figure 2). La GEODYNAMIQUE a pour but d’établir les corrélations entre les données fournies par la géologie classique, la tectonique, la géophysique, la géochimie et la physique expérimentale. Le modelé actuel de la terre est dû : - d’une part, à des phénomènes géologiques d’origine interne (volcans, venues magmatiques, tectonique, séisme, etc.) qui intéressent la Géodynamique interne ; - et d’autre part, à des phénomènes superficiels qui ont lieu à la surface du globe et désignés sous le terme de Géodynamique externe.  4 Figure 1  5 Figure 2. Cycle de la géomorphologie  6 La géodynamique externe étudie donc les phénomènes se déroulant à la surface de la terre et qui sont à l’origine de la formation des paysages. Ces phénomènes se divisent en trois groupes :  phénomènes atmosphériques (vent, tempête, cyclone, ouragan, typhon, etc.) ;  phénomènes hydrosphériques (mouvements de la mer : marée, transgression, régression, Tsunamis, activités du cycle de l’eau ; inondations ; phénomènes glaciaires ; eustasie, etc.) ;  phénomènes lithosphériques (altération, érosion, transport, dépôt des sédiments, diagenèse). Tous ces processus ci-mentionnés sont conditionnés par l’orographie, la climatologie, l’océanographie, la végétation, l’hydrologie et l’influence des êtres vivants.  7 PARTIE I. FAÇONNEMENT DES PAYSAGES ET EVOLUTION DES FORMES DU RELIEF I. AGENTS DE FAÇONNEMENT DES PAYSAGES I-1. Agents atmosphériques - Température Les facteurs thermiques dépendent du climat. Les climats tropicaux humides sont par exemple beaucoup plus agressifs que les climats froids pour l’altération chimique. En pays froids et en pays tempérés les variations de température agissent indirectement en provoquant le gel de l’eau contenue dans les fissures ; il en résulte lors du dégel, des ruptures et la désolidarisation des fragments de la roche. C’est le phénomène de gélifraction ou cryoclastie. En climat désertique les écarts de température entre le jour et la nuit peuvent atteindre parfois 70°C. De tels écarts de températures provoquent la dilatation et la contraction des roches et engendrent leur éclatement. - Vent Le vent est à la fois un agent d’érosion, de transport, de dépôt et de sédimentation. Le vent chargé de sable (essentiellement des grains de quartz) exerce une action d’usure et de polissage, creuse des alvéoles dans les roches dures et des sillons (ripple-marks) dans le sable. La capacité de transport du vent reste toutefois très faible. - Climat L’alternance gel et dégel des climats froids est un facteur essentiel de la désagrégation des roches. Les climats froids et tempérés sont plus agressifs pour les roches calcaires. En climat chaud et sec, les roches s’écaillent.  8 - Eaux de ruissellement Les eaux de ruissellement (ou eaux courantes), interviennent dans le cycle de l’érosion au sens large, c’est-à-dire : destruction, usure des roches et transport d’éléments. - Eaux souterraines Elles regroupent les eaux météoriques d’infiltration (pluie, grêle, brouillard, rosée, neige) qui ne s’évaporent pas et ne ruissellent pas, les eaux fossiles emprisonnées dans les sédiments et les eaux juvéniles (eaux d’éruption volcanique et eaux d’origine magmatique). La circulation des eaux souterraines va dépendre de la porosité et de la perméabilité des roches, mais aussi de la nature de l’eau (eau de rétention, eau capillaire et eau de gravité). - Glaciers Un glacier est une grande masse de glace naturellement permanente à l’échelle humaine. Une propriété remarquable des glaciers est le fait qu’ils s’écoulent comme des fluides. Il en résulte que les lois d’écoulement des glaciers sont identiques à celles des liquides. I-2. Agents biologiques Les racines des végétaux et les matières organiques putréfiées secrètent des acides qui sont des agents de destruction très actifs. Les plantes supérieures ont une action mécanique destructrice par leurs racines. Les plantes inférieures, par contre, ont un rôle de destruction chimique de même type que les acides secrétés par la matière organique en putréfaction. En revanche, le couvert végétal joue un rôle protecteur contre l’érosion. L’homme et les microorganismes ont également une action non négligeable dans le processus de désagrégation des roches.  9 II- PROCESSUS DE FAÇONNEMENT DES PAYSAGES Les formes du relief que nous observons à la surface de la terre sont la résultante de deux forces antagoniste : l’orogenèse et la gravité. L’orogenèse plisse les roches et les soulève sous l’action des forces internes. La gravité tend à éliminer les reliefs en usant les montagnes et remplissant les bassins de sédiments. Les actions de l’orogenèse et la gravité agissent simultanément. L’ensemble de ces actions qui concourent à la destruction des reliefs constitue la glyptogenèse. La fragmentation des roches se fait sous l’action de facteurs physiques (désagrégation) et chimiques (altération). La figure 3 montre les facteurs intervenant dans l’évolution d’une roche. II-1. Altération -Définition L’altération désigne l’ensemble des processus physique, chimique et biologique qui conduisent les roches saines à leurs produits de décomposition. L’altération ne s’accompagne pas nécessairement de transport ou de déplacement de matériel ainsi altéré. C’est pourquoi on parle d’altération sur place (en anglais : weathering) par opposition à l’érosion qui transporte. Cette altération sur place est désignée par le terme de météorisation. L’altération sur place peut se présenter de trois façons : elle peut être mécanique ; elle peut se faire par dissolution dans l’eau ; enfin elle peut être chimique.  10 Figure 3. Facteurs intervenant dans le cycle d’évolution d’une roche  11 a- Altération physique (ou désagrégation physique) des roches La désagrégation physique (mécanique) des roches est particulièrement importante sous les climats désertiques où les variations de température peuvent dépasser 50 °C entre le jour et la nuit. Elle est également grande sous les climats humides dont la température varie autour de 0 °C (action du gel et du dégel). Les variations répétées de température (40-50°C d'amplitude journalière dans le Sahara) ont à peu près le même effet que le gel: les différences de dilatation thermique entre les minéraux d'une roche provoquent l'apparition de fractures; La décompression survient lorsque des roches ayant subit un enfouissement sont libérées de la pression lithostatique par érosion des formations surincombantes. Des joints de décompression, pratiquement parallèles à la surface du sol se développent progressivement. - Effets des variations journalières de température Les variations de température entre le jour et la nuit sont d’autant plus fortes que l’atmosphère est plus pauvre en vapeur d’eau. Ces variations, nulles sous l’équateur, augmentent du Sud vers le Nord et atteignent un maximum sous les tropiques. Elles décroissent ensuite vers les régions tempérés et les pôles. Une insolation intense succédant au froid nocturne provoque une dilation de la surface de la roche. La zone superficielle finit par se détacher. On dit que la roche se pèle. A la tombée de la nuit, il se produit la contraction de la surface de la roche qui entraîne une compression de l’intérieur provoquant son éclatement. Si la roche est très hétérogène les variations brusques de température font naître des tensions qui finissent par la dilacérer et conduisent à la formation de sable appelé arène (figure 4).  12 Fig.4 Phénomène d’arénisation d’un massif de granite (in Yacé)  13 - Effets des variations annuelles de température Les variations annuelles de température croissent avec les latitudes. Elles sont maximum au sol et s’atténuent avec la profondeur pour disparaître à 20 ou 30 mètres où règne toute l’année une température constante égale à la température moyenne du lieu. Au-delà, elle augmente de 1° par 30 m (gradient géothermique). Cette partie superficielle de 20 à 30 m est soumise à une alternance de dilatations et contractions qui entraînent une microfissuration de la roche. Cette microfissuration et les vides qui se développent ainsi dans les roches permettent à l’eau de s’infiltrer et de déclencher les phénomènes d’altération. - Effets du gel Les alternances de gel-dégel, en climat suffisamment humide, fragmentent les roches (cryoclastie). L'eau en gelant augmente son volume de 9-10% et agit comme un coin, élargissant progressivement les fractures (figure 5). Cas des roches gélives. Les roches qui ont beaucoup de pores ou de micro fissures sont dites gélives ; il s’agit des grès mal cimentés, des molasses, la craie, etc. L’eau qui gèle dans les pores sépare les grains les uns par rapport aux autres. Cas des roches compactes et fissurées. L’eau qui gèle dans les fissures provoque une fracturation de la roche, qui peut aller jusqu’à un véritable concassage. En montagne, les blocs libérés par la fusion de la glace dégringolent les parois, s’engouffrent dans les couloirs aux pieds desquels ils s’accumulent donnant des cônes d’éboulis. Cas des roches compactes non fissurées. Le gel est en principe sans effet sur ces roches. En fait, ce cas est rare, car les variations brusques de température dues à un changement de temps, un blizzard, une pluie froide, etc., amorcent une fissuration et on se trouve ramené au cas précédent.  14. Altération physique. A: cryoclastie d'un basalte (roche macrogélive), Islande; B: cryoclastie d'un schiste (roche microgélive), Belgique; C: joints de décompression dans un massif granitique, Ploumanach; D: glace chargée de sable et de graviers, Pyrénées. Figure 5. Effets de la température et du gel sur les roches  15 - Effets de chocs * la fragmentation peut résulter de chocs (conséquence d’éboulement à la suite du gel, par exemple) ; * les grains de sables projetés par le vent peuvent arracher des particules. - Géométrie du fractionnement des roches  le fractionnement granulaire (figure 6a) ;  l’exfoliation : il s’agit du décollement des enveloppes extérieures d’une roche suivant des plans de moindre résistance. Leur formation est la conséquence des augmentations de pressions liées à l’augmentation de volume due à la transformation des feldspaths en argile (figure 6b) ;  la séparation en blocs grâce à l’écartement des joints préexistants (figure 6c) ;  l’éclatement en fragments anguleux (figure 6d). Cette forme d’altération se rencontre : - à l’échelle du bloc (exemple d’altération en boules de granite) (figure 7) - à l’échelle de la montagne (Pain de sucre - Rio de Janeiro) (figure 8). Le résultat de l’exfoliation peut se traduire par un écaillement de la roche (figure 9).  16 Fig.6- Géométrie du fractionnement des roches  17 Fig.7- Altération en boules de granite. Village de Béhiri /p Lakota (Photo N. Soro) Fig. 8- Pain de sucre de Rio de Janeiro-Brésil (culmine à 396 mètres - image Wikimédia)  18 Figure 9. Ecaillement de roche  19 b) Altération biologique Elle se présente sous deux formes : - l'altération provoquée par l'action chimique des composés produits par des organismes (plantes, microbes,...). C’est un processus très important qui va mettre en jeu l'oxydation de la matière organique (par la fermentation ou la respiration), produisant de l'eau et du CO2. Lequel CO2 est impliqué dans des réactions de mise en solution:  C6H12O6+ 6 O2 → 6 CO2+ 6 H2O La combinaison du CO2 et de l'eau donne naissance à l'acide carbonique (H2CO3), qui peut solubiliser la calcite (ou un autre carbonate) selon la réaction :  H2CO3+ CaCO3 → Ca++ + 2 HCO3- L'action des microorganismes ne se limite pas à la production de CO2. Ainsi les minéraux des roches, dès leur arrivée en subsurface, sont soumis à l’action métabolique de ces organismes. Des colonies microbiennes croissent à la surface des roches, s'infiltrent dans les fractures à la recherche d'éléments essentiels à la vie. L'altération microbienne se manifeste surtout sous la forme d'une dissolution des minéraux par des acides organiques dont le plus fréquent est l'acide oxalique. L'attaque des minéraux par ces acides libère des cations métalliques qui, combinés aux anions organiques, donneront naissance à des complexes organo-métalliques - l’altération purement mécanique de plantes ou d'animaux. La dilatation progressive des racines entraîne la fracturation des roches. L’homme également prend une part active dans le processus de désagrégation des roches.  20 c) Altération chimique L’altération chimique se fait en général soit sur les parois rocheuses, soit le plus souvent sur les fragments de roches désagrégées par l’intermédiaire de l’eau à l’état pur ou sous l’action d’une acidification (acides organiques provenant de la décomposition des végétaux). La plupart des réactions impliquées dans l'altération chimique nécessitent la présence d'eau et d'air c-1. Agents de l’altération L’eau, qui s’infiltre dans le sol contient des gaz et des acides dissous (l’oxygène, le gaz carbonique et les acides azotiques ou humiques provenant de la litière végétale en voie de décomposition). Le comportement chimique des roches vis-à-vis de l'atmosphère et de l'hydrosphère est conditionné par les espèces chimiques présentes :  N2 (80% de l'atmosphère) => inerte, ne participe guère aux réactions ;   O2 (20% de l'atmosphère) => oxydation ;   CO2 (0,0003% = 300ppm volume) => ± inerte comme gaz, mais très corrosif dans l'eau => formation d’un acide ″faible″: HCO3- + H+ ;   H2O (traces dans l'atmosphère)... elle détermine tout !  Soufre, Hydrogène, etc. Les roches (silicates et carbonates) sont toutes exposées à ces molécules. L'altération chimique est très largement déterminée par la teneur en H2O. C’est pourquoi il serait utile de faire un rappel de la structure de l’eau (figure 10).  21 Rappel : la molécule d’eau Structure de la molécule d'eau Figure 10: Structure et arrangement des molécules d'eau.  22 Une des caractéristiques les plus importantes de la surface de la Terre est l'abondance de l'eau sous forme liquide, solide ou gazeuse. La molécule d'eau se présente comme un dipôle (positif du côté des deux Hydrogènes, négatif du coté de l'Oxygène) ; cette propriété est due à la liaison covalente asymétrique qui unit les atomes d'hydrogène à l'oxygène. Les deux atomes d'hydrogène sont placés d'un seul coté et engendrent une faible charge. La nature polaire de la molécule d'eau permet l'établissement de liaisons hydrogènes entre les molécules qui se disposent en groupes tétraédriques. Les propriétés particulières de l'eau sont largement dominées par ce dipôle. La structure de la molécule d’eau révèle des lacunes. Suivant la taille de ces lacunes et la taille des ions (en contact avec l’eau), il y a rétention ou non de ces ions dans la structure de l’eau aboutissant au phénomène d’hydrolyse. L’hydrolyse conduit en définitive à la formation d’un nouveau milieu de genèse des minéraux régi par le potentiel d’oxydo-réduction (Eh) et le potentiel d’hydrogène (pH). L’hydrolyse des cations varie donc en fonction du pH des eaux et de la température du milieu. Lorsque le minéral est brisé par hydrolyse, les cations libérés des silicates, deviennent des accepteurs d’électrons et attirent ainsi les dipôles d’eau dont la force d’attraction à l’égard d’un ion va déterminer sa solubilité. Cette attraction des cations est proportionnelle au rapport Z/ri (rapport entre la charge et le rayon ionique) appelé potentiel ionique. En fonction du potentiel ionique GOLDSCHMIDT divise les cations en 4 quatre catégories (figure 11)  1) "antistokes" (Rb, Cs,.. ) trop grands, trop faiblement chargés, ces cations n'arrivent pas à capter l'attention des H2O...  2) solubles (Na, K, Mg, Ca, Sr, Pb, Ba...) le rapport charge/taille est juste parfait pour une complexation d'un cation qui s'entoure de quelques molécules d'H2O, qui lui tournent tous leur coté négatif (oxygène)  23  3) précipitants - hydrolysats (Fe, Ti, Mn, Al, Be,...) o petits et fortement chargés, ces cations arrachent un H à l'eau, ils se lient définitivement avec un OH- résultant et d'autres anions (souvent un O2-) pour former des hydroxydes très peu solubles (hydroxydes de fer, d'Aluminium => Bauxites, Latérites...) o  4) oxyanions solubles (PO4-, SO42-, SiO44-,CO32-, NO3-) o très petits, très chargés, très agressifs, ces cations arrachent les deux "bras" à plusieurs molécules d'eau o ils se lient (liaisons covalentes) durablement avec deux, trois ou quatre oxygènes o ces oxyanions sont eux-mêmes assez solubles dans l'eau (ils sont à leur tour complexés comme les cations solubles...)  => le tout est fortement dépendant du pH de la solution o rétroactions importantes avec ces réactions ! La valeur de Z/ri permet donc d'expliquer le lessivage des cations solubles et des oxyanions, l'immobilité relative des hydrolysats comme l'Al (OH)3 (gibbsite).  24 Fig.11- Diagramme de Goldschmidt  25 c-2. Principales réactions chimiques de l’altération Les principales réactions chimiques qui sont à la base de la mise en solution des cations majeurs et de la formation des argiles sous nos climats sont : l’hydratation, l’hydrolyse, la dissolution et l’oxydation, décarbonation. - Hydratation/déshydratation C’est le processus par lequel un minéral absorbe l’eau pour se gonfler ou pour former un autre composé. De façon concrète, on a : minéral + eau = nouveau minéral hydraté ; la déshydratation est le processus inverse. Exemples :  la biotite (mica noir) absorbe l’eau entre ses feuillets pour donner la chlorite.  L’hydratation de l’anhydrite donne du gypse : CaSO 4  2H 2 O CaSO 4 ,2H 2 O anhydrite + eau gypse  L’hydratation de l’hématite donne la limonite : Fe2O3 + 3H2O →2Fe(OH)3  L’hydratation de la kaolinite produit la gibbsite - Hydrolyse L’hydrolyse (action des ions H3O+ et OH-) est le phénomène le plus important dans l’altération des roches au cours duquel il y a, d’une part, destruction totale du minéral et d’autre part libération et mise en circulation des principaux ions. C’est par ce phénomène que les eaux acquièrent leur composition chimique. En général le phénomène d’hydrolyse se déroule en deux étapes : hydratation et dissociation (ou ionisation) de l’eau. - l’hydratation au cours de laquelle les dipôles de l’eau se fixent sur l’oxygène de la structure du minéral ; - dans le minéral, l’eau se dissocie en hydroxyle (OH-) et en protons (H+) ; à l’intérieur du minéral, ces protons et ces hydroxyles chassent les cations polyvalents comme Ca2+, Fe3+, Mg2+, etc. L’hydrolyse comprend toutes les réactions de l’eau avec les minéraux des roches. Presque tous les silicates sont soumis à l'hydrolyse. C’est par ce processus que la plupart des ions majeurs dans le sol (Ca2+, Mg2+, Na+, K+, HCO3-, Cl-, SO42-) ainsi que les ions accessoires (Al3+, Fe3+, Mn2+, SiO2, H4SiO4 (acide orthosilicique)) sont libérés. Les réactions d’hydrolyse les plus importantes sont celles qui suscitent la transformation des feldspaths en argiles.  26 L'hydrolyse est totale lorsque le minéral est détruit en plus petits composés possibles (hydroxydes, ions). Cas d'un feldspath sodique, l'albite: NaAlSi3O8 + 8H2O -------> Al(OH)3 + 3H4SiO4 + Na+ OH - Albite + eau --------> gibbsite + acide silicique + ions précipités +solution de lessivage Al(OH)3 ou Al2O3, 3H2O Les corps résultants peuvent ensuite réagir entre eux et donner des minéraux argileux (néoformation). L'hydrolyse est partielle lorsque la dégradation est incomplète et donne directement des composés silicatés (argiles). Ces composés diffèrent selon les conditions de milieu. L'hydrolyse partielle de l'albite donne soit de la kaolinite, soit des smectites. (1) Formation de kaolinite: 2Na Al Si3O8 + 11H2O ------> Si2O5Al 2 (OH) 4 + 4H4SiO4 + 2( Na+, OH -) albite + eau ----------------------> kaolinite + ac.silicique + ions (2) Formation de smectite 2,3Na Al Si3 O8 + H2O ------> Si 3,7Al0,3 O10 Al2 (OH)2 Na0,3 +3,2H 4SiO 4 + 2( Na+, OH- ) albite + eau ----------------> smectite + ac.orthosilicique + ions Cette 2ème réaction reste assez théorique car d'autres ions y participent, en particulier le Fer (Fe 3+). Facteurs externes contrôlant l'hydrolyse Ce sont les facteurs physico-chimiques qui participent notamment à la définition du climat: * la concentration en SiO2 exprimée en concentration d'acide silicique H4SiO4 ; * la concentration en cations basiques (Na+, Ca++, K+) ; * le pH déterminé en particulier par les acides organiques, * la température dont l'augmentation régit la vitesse des réactions et la possibilité de dissolution des ions dans l'eau ; * la vitesse de circulation de l'eau dans le milieu (drainage) exprimae les conditions de confinement ou de lessivage.  27 - Dissolution On appelle dissolution, le phénomène par lequel un produit se dissout rapidement dans l’eau et disparaît (exemple : sucre, sel et de nombreux produits chimiques). L’eau est un solvant universel en raison de sa propriété à dissoudre d’autres substances. La dissolution est la réaction la plus simple, faisant intervenir de l'eau ou un acide. Par exemple :  la solubilité du quartz est très faible (6 ppm dans les eaux de surface). La réaction de mise en solution est la suivante: SiO2 + 2 H2O H4SiO4  la calcite (CaCO3), par contre est beaucoup plus soluble, parce que l'eau de pluie se charge en CO2 et agit comme un acide faible lors de sa mise en contact avec la calcite (environ 2000 ppm) (figure 12). La réaction est la suivante: CaCO3 + H2O + CO2 Ca+++ 2 HCO3- (bicarbonate en solution).  la halite et les autres halogénures sont très solubles (solubilités de l'ordre du millier de ppm). Tous les minéraux de la croûte terrestre sont solubles dans l’eau, mais les taux de solubilité sont extrêmement variables d’un corps à l’autre. La solubilité des minéraux est fortement dépendante de (figures 13 et 14 ; tableau 1) :  teneur en gaz carbonique (CO2).  Température  pH  Eh  Ions présents dans la solution  28 Figure 12 : Formes de dissolution par les eaux courantes et de ruissellement. (A):vue générale de la paroi calcaire surplombant la rivière Fitzroy (Australie); la partie inférieure (blanche) est régulièrement inondée par les crues de la rivière, alors que la partie supérieure est toujours exondée. Des formes de dissolution différentes en résultent: lapiez (B) verticaux dans la partie supérieure de la paroi ; cupules (C) dans la partie inférieure.  29 Figure 13 : Propriétés Eh/pH des principaux environnements naturels Figure 14 : Solubilité des carbonates dans l’eau  30 Tableau 1. Solubilité des minéraux en fonction de la température et du pH solubilité (ppm) Minéral eau de mer, pH = eau douce, 20°C 8.2 5 à pH = 1 à 8 Quartz SiO2 30 à pH=11 105 à pH = 1à 8 Opal SiO2 (mal cristallisé..) 4.5 490 à pH=11 calcite Ca(CO3) 40 - 85 66 dolomite CaMg(CO3)2 21 50 sidérite Fe(CO3)2 10-25 - gypse CaSO4*2(H2O) 2400 6000 anhydrite CaSO4 2000 épsomite MgSO4*2(H2O) 262 gr/l halite NaCl (sel gemme) 264 gr/l source : Sciences de la Terre et de l'Univers, Brahic et al. 1999, Vuibert, Paris -... je crois...  31 - Oxydation-réduction Les eaux d’infiltration entraînent de l’oxygène dans le sous-sol où il va oxyder les sulfures métalliques et les silicates et, par l’intermédiaire des bactéries, la matière végétale. Le processus d'oxydation le plus connu est la transformation de Fe2+ en Fe3+. Le Mn se comporte de la même manière que le fer, avec la pyrolusite (MnO2) et la manganite (Mn2O3.H2O) comme principaux produits d'oxydation.  (Fe2+)2SiO4+ 1/2 O2+ 5 H2O 2 Fe3+(OH)3 + H4SiO4  4 FeS2+ 15 O2 + 8 H2O 2 Fe2O3+ 8 H2SO4 Pyrite Hematite Les belles couleurs ocres-jaunes-rouges des roches altérées, sont essentiellement dues aux proportions (même très faibles) d'oxydes et hydroxydes de fer : goethite, lépidocrocite, limonite, pour ne mentionner que les plus abondants. A l’intérieur des minéraux ferromagnésiens (olivine, pyroxène, amphibole, biotite) et des sulfures de fer (pyrite, pyrrhotite) où le Fe2+ est transformé en Fe3+, l’oxydation entraîne la dissociation des cristaux. Exemples :  formation de l’hématite à partir de l’olivine et de l’acide sulfurique à partir de la pyrite. 3 MgFeSiO 4  2 H 2 O H 4 Mg 3 Si 2 O 9  SiO 2  3 FeO Olivine eau serpentine 4 FeO  O 2 2 Fe 2 O 3 Hématite  formation de l’acide sulfurique à partir de la pyrite 2 FeS 2  2 H 2 O  7 O 2 2 FeSO 4  2 H 2 SO 4 Pyrite acide sulfurique - Décarbonation Elle produit la solubilisation des calcaires et des dolomies généralement sous l'action du CO2 dissous dans l'eau: CaCO3 + CO2 + H2O -------> Ca(CO3H)2 soluble  32 c-3. Paramètres contrôlant l’altération chimique Le climat est le facteur le plus important dans le contrôle de l'altération chimique. Ainsi une température élevée va favoriser les réactions chimiques entrant dans l’altération. L'humidité est également importante, puisque beaucoup de réactions se passent en milieu aqueux. L'altération chimique est donc prééminente en climat chaud et humide. En climat froid l'eau, à l'état de neige ou de glace, favorise plutôt l'altération physique (figure 15). Le relief, tout en agissant sur la pente des réseaux fluviatiles et la rapidité des courants, contrôle l'intensité de l'évacuation des ions. Par exemple pour des circulations faibles, l'albite est transformée en kaolinite, alors qu'avec une circulation plus rapide, elle est transformée en gibbsite (car l'acide silicique est évacué). L'acidité-alcalinité et le degré d'oxydo-réduction des eaux sont également des paramètres importants contrôlant l'altération chimique (cf. fig. 13). On constate que l'eau pluviale et les sols sont légèrement acides. Ce sont donc deux environnements où dissolution et hydrolyse vont jouer un rôle dominant. Par contre, le pH de l'eau de mer est de l'ordre de 8: peu de réactions d'hydrolyse ont donc lieu en milieu sous-marin. La plupart des environnements en contact avec l'atmosphère sont oxydants. Les conditions réductrices ne sont observées que dans des milieux isolés de l'atmosphère (bassins stratifiés, nappes profondes,...) ou des milieux dont tout l'oxygène est consommé (par exemple suite à l'oxydation de la matière organique).  33 Figure 15: Influence du climat sur le profil d'altération. En climat tempéré, l'altération est surtout mécanique. L'altération chimique est faible et consiste surtout dans le départ de cations très solubles comme Na + et Ca++ des minéraux les moins stables; une arène est créée. En climat tropical, l'altération est surtout chimique. L'eau abondante et chaude provoque une mise en solution de la plupart des minéraux, avec reprécipitation des ions Fe, Al, Si sur place (cuirasse). L'horizon riche en argile résulte de processus de néoformation à partir des minéraux de la roche mère et à partir des ions venant des horizons supérieurs. Enfin, à la base du profil, on retrouve la roche-mère avec une zone d'arénitisation très peu développée.  34 c-4. Rôle du climat dans l’altération des roches Le climat joue un rôle très important dans la destruction des minéraux primaires et la composition du complexe d’altération (tableau 2 et figure 16) : - les sols de climat froid ou chaud et sec (Cas des déserts et des régions polaires). L’altération y est nulle ou presque ; - les sols de climat tempéré et humide. L’hydrolyse se fait sentir mais n’est pas très efficace car la température moyenne (8-13°C), la pluviométrie (500 à 1000 mm/an) et le contraste saisonnier ne sont pas assez élevés : on obtient des argiles de décarbonation ; - les sols de climat méditerranéen ou nord tropical. L’hydrolyse est favorisée par de plus hautes températures (13-20°C), par des saisons plus contrastées et une pluviométrie plus importante (supérieure à 1000 mm): la saison humide favorise l’hydrolyse et l’oxydation du fer la saison sèche favorise la destruction de la matière organique. Les sols sont dits fersialitiques car c’est l’illite qui subsiste - les sols des climats de la zone intertropicale. L’hydrolyse est ici très performante grâce à de fortes pluies et une haute température moyenne (20- 30°C). Les quartz sont alors partiellement dissous. Seuls restent Fe et Al sous la forme de goethite, hématite, gibbsite et kaolinite. Ce sont des sols rouges auxquels sont associés des cuirassements ferreux : les latérites ; - les sols de climat équatorial. Il tombe 6 à 8 mètres d’eau par an et la saison sèche est très courte. Cela favorise un lessivage intense. Ces sols sont dominés par la kaolinite. Selon la roche mère, on distingue :  sur les roches basiques (basaltes, gabbros) riches en magnésium, on a les argiles rouges équatoriales;  sur les roches acides (granites…), on obtient les argiles jaunes équatoriales.  35 Tableau 2. Type d’altération à partir de l’orthose Figure 16 : Altération des roches (Pédro, 1972)  36 c-5. Degré d’altérabilité des minéraux  Résistance d’un minéral à l’altération  le degré d’altérabilité des minéraux des roches magmatiques est croissante du quartz à l’olivine. Par contre;  le degré de cristallisation (formation) des minéraux croît de l’olivine au quartz. Le tableau 2 et la figure 17 montrent que le quartz est plus résistant que les feldspaths potassiques qui eux sont plus résistants que les plagioclases. Tableau 2: Principaux produits de la décomposition des minéraux des roches magmatiques Minéral Composition Principaux produits de décomposition Minéral autre SiO2 quartz en silice en solution Quartz grains Feldspaths Orthose K(AlSi3O8) -silice en solution argile carbonate de K (soluble) Albite (plag.sod.) Na(AlSi3O8) argile -silice en solution Anorthite (plag. Ca(Al2Si2O8) quartz (très finement divisé) carbonate de Na et Ca (soluble) Calc) Biotite argile -silice en solution Augite Silicates de calcite carbonate de Ca et Mg (soluble) Minéraux Hornblende Fe,Mg limonite Ferro-magnésiens hématite Ca et Al quartz ( très Finement divisé) Olvine (Fe, Mg)2 SiO4 limonite -silice en solution hématite carbonate de Fe et Mg (soluble) quartz ( très finement divisé)  La séquence d’altérabilité des minéraux est à comparer à la série de Bowen qui est la série de cristallisation des roches ignées. L'ordre de résistance des minéraux à l'altération s’établit comme suit :  37 Labile olivine...................................................................plagioclases Ca augite.............................................plagioclases Ca-Na hornblende................plagioclases Na-Ca biotite.........plagioclases Na feldspaths K muscovite Résistant.........................................quartz Fig.17- Ordre de résistance des minéraux à l’altération selon GOLDICH (1938)  38 On remarque que cet ordre évoque les suites de BOWEN: ce n'est pas un hasard. Dans un magma, l'olivine cristallise à haute température, elle est donc particulièrement instable dans les conditions de surface; elle est la plus labile. Le quartz, en revanche est formé à une température moins élevée, il est plus stable.  Mobilité des ions La mobilité d’un ion dépend de son rayon et de sa charge ionique.  la taille des ions va déterminer leur arrangement cristallin;  la charge Z d’un ion est 1+, 2+, 3+, … ;  le potentiel ionique détermine le comportement des ions. c-6. -Altération chimique des roches magmatiques L’altération de ces roches est fonction de leur minéralogie et de leur structure. - altération du quartz C’est un minéral relativement résistant. En effet, les grains de quartz provenant de l’altération de granite sont semblables à ceux contenus dans le granite sain. -altération des feldspaths Ils ne s’altèrent pas avec la même facilité : - les feldspaths potassiques, résistent beaucoup ; - les plagioclases très sodiques résistent moyennement ; - les plagioclases très calciques s’altèrent au contraire facilement. En définitive, l’altération des feldspaths consiste en une hydrolyse. La température, le lessivage, un pH faible favorisent cette hydrolyse. 2 K(Si 3O 8 )  H 2 CO 3  H 2 O Al 2 Si 2 O 5(OH) 4  K 2 CO 3  4 SiO 2 Orthose kaolinite silice L’altération des feldspaths peut aussi donner de la séricite et de l’illite. Les argiles se répartissent en trois groupes principaux : kaolinite, montmorillonite et illite. - Altération des minéraux ferromagnésiens Leur altération a pour résultat la formation d’argile, de certains composés contenant du fer et du magnésium, la libération de quartz et de sels solubles.  39 c-7. Altération chimique des roches sédimentaires Dans les roches sédimentaires, l’eau agit par hydratation et dissolution aboutissant à une perte de cohésion de la roche. Les roches les plus concernées sont la gypsite et la halite (NaCl). La dissolution des formations gypsitiques entraîne des effondrements en entonnoirs. c-8. Profondeur et vitesse d’altération Il est difficile de déterminer avec précision la profondeur à partir de laquelle la vitesse d’altération est nulle. De nombreux facteurs interviennent ce sont : la nature et l’état de fissuration du matériel, les dimensions de la surface exposée, l’orientation de cette surface, le climat, etc. II-2. Pédogenèse La science des sols constitue la pédologie (cf. cours de pédologie) qui fera l’objet d’un cours plus détaillé. Nous nous bornerons ici à donner quelques notions en relation avec la géodynamique externe. II-2-1. Résultats de l’altération des roches : la formation des sols -Profil d’un sol Classiquement un sol possède trois niveaux (Figure 18) : - un horizon A, zone de lessivage ou simplement horizon humifère de surface ; - un horizon B, zone d’accumulation ou simplement horizon d’altération chimique ; - un horizon C dans lequel la roche mère est partiellement décomposée (altération physique). L'altération d'une grano-diorite à été étudiée aux Etats Unis (Boulder, Colorado) sur une épaisseur de 30 m. Les résultats sont portés sur la figure. La roche est d'abord décolorée puis colorée en rouge à la surface. Le quartz et, en une moindre mesure, le microcline sont stables. Les plagioclases, la biotite et l'amphibole sont détruits. De nouveaux minéraux apparaissent comme les minéraux argileux et les oxydes de fer. L'analyse chimique montre un enrichissement en Al2O3, Fe2O3 et K2O, un appauvrissement en Si O2, FeO, Ca O et Na2O.  40 Profil d'altération sur une roche silicatée. Fig.18 : Terminologie et processus dans un profil de sol (Selley, 1976)  41 II-2-2. Evolution des sols La roche est rarement dénudée c’est-à-dire soumise directement à des agents externes (pluie, vent, etc.). Le plus souvent les phénomènes d’altération aboutissent à la formation d’un sol plus ou moins évolué suivant l’intensité et la durée de l’altération qu’il a subies (Fig. 19 et 20) (Tableau 3). Les sols peuvent être résiduels (formés sur place au détriment d’une roche dite roche-mère) ou transportés (constitués d’éléments déplacés suite à l’érosion également d’une roche-mère) (Fig. 21). Les sols résiduels ou éluviaux ne sont pas stratifiés. Dans les régions arides ils sont fertiles ; tandis que dans les régions humides ils ont perdu leur fertilité du fait qu’ils ont été fortement lessivés. Les sols transportés comprennent les sols d’éboulis et de coulées, les sols alluviaux, les sols glaciaires, les sols lacustres et les sols éoliens. II-2-3. Principaux types de sols On distingue (Figure 22) : - Sols peu évolués : sols désertiques (aridisols), sols gelés (cryosols), sols alluviaux et colluviaux ; - Sols calcimagnétiques ; - Chernozem ou Chernosols : sous climat froid et sec (steppe); - Sols bruns ou Brunisols : en climat tempéré (association oxydes de Fe- argiles); - Gleys : sols hydromorphes, imbibés d’eau; le déficit d’oxygène ralentit l’humidification et réduit le Fe (couleur gris-vert); - Podzols ou Podzosols : sols à horizon cendreux de zones boréales (Taïga) et tempérées humides; - Sols rouges : sols sous climats méditerranées et subtropicaux. Sols fersialitiques riches en oxydes de Fe.  42 Fig. 19: Evolution des sols en fonction de la topographie  43 Tableau 3. Altération et type de sols selon le climat CLIMAT VEGETATION ALTERATION ORIGINE des PRODUCTIVITE et SOL ARGILES EVOLUTION M. ORGANIQUE Glaciaire toundra désagrégation héritage nulle mécanique Boréal Taiga et Forêt complexolyse transformation forte Tempéré Podzol et hydrolyse héritage acide Sols Bruns Méditerranéen Steppes, hydrolyse transformation faible savane neutre néoformation Subtropical FerSiAlitique héritage Désertique néant désagrégation héritage nulle mécanique Equatorial Forêt hydrolyse néoformation maximale neutre totale Ferralitique Fig. 20- Pédogenèse suivant la latitude  44 Fig. 21 : Différentes étapes de formations des sols résiduels et transportés Figure 22. Quelques profils pédologiques  45 II-3. Effets de la gravité : Mouvements de masse dans les roches On appelle mouvement de masse ou de façon populaire glissement de terrain, l’ensemble des phénomènes de déplacement des matériaux sous l’effet de la pesanteur et de l’action conjuguée de facteurs permanents et de facteurs déclenchant. Les facteurs permanents sont liés à la nature géologique des terrains et à leurs propriétés physiques et mécaniques. Les facteurs déclenchant dépendent en revanche d'événements extérieurs tels que les pluies, les séismes ou l’activité humaine (travaux de terrassements ou déforestation) qui contribuent à modifier les propriétés des sols. a- Morphologie d’un glissement de terrain Un glissement se caractérise : - dans sa partie amont, par des escarpements principaux dits niches d'arrachement ou crevasses principales et latérales, avec brusque rupture de pente (pente concave) ; - dans sa partie aval, par un bourrelet frontal à pente convexe ; - par une surface topographique bosselée (ondulations, dissémination de blocs de forte taille,...) ; - par des manifestations telles que fissuration des bâtiments, arbres couchés ou inclinés, déformation du réseau routier. b- Classification des glissements de terrain Selon la géométrie de la surface de rupture on distingue trois types principaux de glissements (Figure 23): - glissement plan : mouvement le long d'une surface sensiblement plane (couche ou surface tectonique). - glissement circulaire ou rotationnel : surface de glissement plus ou moins circulaire. Le mouvement est caractérisé en général par l'existence d'une zone de départ nette et par un bourrelet frontal plus ou moins marqué ; - glissement quelconque : Il s'agit souvent d'une combinaison des deux cas précédents.  46 a-Glissement plan Fs = Moment des forces résistantes ; à l’équilibre Fs = 1 Moment des forces motrices b-Glissement rotationel Figure 1: Différents glissements (Colas et Pilot, 1976). c- Phénomène de glissement Figure 23 : Différents types glissements  47 c- Cinématique d’un glissement Dans les glissements de terrain les vitesses de déplacement sont susceptibles de varier fortement au cours du temps. Les ordres de grandeur vont de quelques mètres par an à quelques mètres par jour. Millies-Lacroix (1981) identifie différentes phases de la cinématique du mouvement, avec : - une phase de préparation, marquée par des déplacements très lents qui n’entraînent pas de désordres importants ; - une phase de paroxysme : c’est la rupture proprement dite ; - une phase de relaxation, où les vitesses diminuent et le glissement tend vers un état d’équilibre ; - une phase de stabilisation ou de consolidation du versant d’une durée indéterminée. d- Facteurs dits d’instabilités - la pesanteur (facteur permanent) ; - la géométrie du versant (géométrie externe) ; - les discontinuités internes (discontinuités stratigraphiques, variations latérales de faciès, fractures, diaclases,…) ; - la nature des formations (paramètres d’états et paramètres mécaniques) ; - l’eau, ses actions physiques (érosion), chimiques (altération), sa circulation dans les formations ; - le climat, les précipitations (mesurables), les variations de température conjuguées avec l’action du gel-dégel (non mesurables) ; - les actions sismiques ; - les actions anthropiques : tir d’explosif, influence du trafic… ; - les facteurs préparatoires qui ont une action lente dans le temps et qui réduisent la résistance au cisaillement du sol en favorisant les mouvements ; - les facteurs déclenchant qui peuvent avoir une action lente ou rapide et mènent directement vers la rupture.  48 II-3-1. Mouvements des débris sur les versants rocheux a-Entraînement par chute Ce phénomène se déroule lorsque la pente naturelle d’un versant est supérieure à la pente limite d’équilibre. Ainsi, la gravité va entraîner des débris grossiers à forme anguleuse due à l’absence de transport.  Eboulement L’éboulement est la chute simultanée d’une portion de terrain qui se détache en masse sur un flanc abrupt. Il se produit sous l’effet du poids des blocs métriques de roches désagrégées (par simple gravité) (Figure 24). La gravité joue un rôle très important dans ces mouvements de masse. L’éboulement peut affecter des falaises et des pans de montagne (Fig. 25). Les facteurs favorisant ce type d’éboulement sont : - l’escarpement de la montagne ; - la présence de fractures ; - de diaclases ; - de joints qui peuvent être gorgés d’eau ; - de niveaux minces plus ou moins argileux ; - de travaux miniers proches provoquant des ébranlements (Fig. 26, 27, 28 et 29). Exemples de quelques grands éboulements célèbres : Eboulements des Diablerets (1749) ; Eboulement du Rossberg (1806) ; Eboulement d’Elm (1881).  49  Avalanches et chutes de pierres Elles constituent un processus gravitaire vertical sans composante horizontale. Elles se produisent dans les pays montagneux fortement enneigés. La neige peut descendre brutalement, en avalanche, sur les pentes des montagnes accompagnée d’un « souffle » destructeur. L’avalanche suit des couloirs qu’elle contribue à façonner. Une fois la neige fondue, à l’arrivée dans la vallée, les matériaux qu’elle a arrachés et transportés avec elle constituent des tas de pierres et débris fins sans forme. Les causes des avalanches sont : - la qualité de la neige ; - la forme du relief ; - l’intervention extérieure. Les conséquences sont : - un manque de stabilité du manteau neigeux - les hausses de températures : un fort réchauffement (redoux) mais prolongé provoque une instabilité du manteau neigeux. Les facteurs fixes influant sur la stabilité du manteau neigeux sont : - la topographie : la forme du relief, sa disposition, ses caractéristiques ont une influence sur la formation des avalanches ; - la pente : l’inclinaison joue un rôle moteur dans un écoulement avalancheux car c’est à cause de la gravité qu’il y a écoulement ; - l’exposition : on entend par exposition, l’orientation au soleil. C’est l’un des éléments essentiels qui influent sur l’évolution de la neige et donc sur la stabilité du manteau neigeux ; Les facteurs variables influant sur la stabilité du manteau neigeux : - les chutes de neige récentes : deux paramètres caractérisent une chute de neige ; la hauteur cumulée et l’intensité de la chute de neige ; - la pluie : elle modifie le manteau neigeux, en l’humidifiant. Si la présence d’eau liquide dans le manteau est trop importante, elle le rend instable en diminuant sa cohésion ; - le vent : il transporte la neige pendant ou après un épisode météorologique neigeux ce qui entraîne de fortes accumulations de neige par endroits et favorise ainsi l’instabilité superficielle du manteau neigeux. 50  51 Figure 26 : Escarpement de montagne Figure 27 : Diaclases ; lits ; cassures tectoniques (fractures et failles)  52 Figure 28 : Phénomènes d’éboulement  53 Fig. 29. Phénomène d’éboulement affectant différents types de roches  54 b- Tassements et effondrements  Tassements différentiels Ils sont engendrés par le poids des constructions sur les formations de structure hétérogène (Fig. 30). Ce poids va provoquer l’inclinaison ou l’écroulement des édifices. Ces tassements peuvent concerner toute une agglomération par suite de la surexploitation d’une nappe souterraine.  Effondrements Les effondrements ou fontis sont des entonnoirs provoqués par la chute du toit des structures. On les rencontre dans les anciennes carrières souterraines à la suite de la dissolution des roches salines telles que les gypses (Fig. 31).  55 Figure 30. Tassement Fig. 31. Fontis : entonnoir d’effondrement au toit d’une cavité dans le gypse de Gagny en 1974 (Seine-Sant-Denis, France)  56 II-3-2. Mouvements des débris sur les versants non rocheux a) Entraînement par glissement Le glissement de terrain est le déplacement d’une masse de terrain le long d’une surface. Il est dû à différents facteurs qui sont : la pente, la nature plastique du matériau et sa teneur en eau.  Décollements Ce sont des glissements qui entraînent une grande masse de terrain. Le plan de décollement est courbe et concave vers le haut alors que la loupe de glissement est convexe. Ils se développent sur une pente forte en région de montagne et en bordure de falaise. On les rencontre également sur les talus en bordure de routes non stabilisées (Figure 32).  Solifluxion En terrain argileux, le glissement de terrain est appelé solifluxion (Fig. 33). Le terrain ou le sol épais est capable d’absorber l’eau et peut perdre la consistance solide. En absorbant l’eau, il peut devenir plastique c’est à dire qu’une poussée peut alors le rendre mobile. S’il est particulièrement imbibé, il peut se comporter comme un véritable liquide. Il s’agit donc du mouvement gravitaire d’une formation sous forme boueuse en raison de ses caractéristiques de plasticité et de liquidité. Pour une formation argileuse qui reste à l’état plastique, la solifluxion se traduit par des loupes sans rupture. Dès que le matériel en mouvement devient liquide on parle de coulées boueuses (Fig. 34).  Structures favorisant le glissement - le mauvais drainage à flanc de colline ; - l’existence de couches argileuses intermédiaires. Ceci est favorisé lorsque le pendage est de même sens que la pente topographique ; - l’existence d’un abrupt de falaise qui se forme en temps sec à l’arrière de l’à-pic et parallèlement à son bord ; - le creusement d’une tranchée au talus trop raide. C’est le cas des talus routiers qui développent des colluvions de structures hétérogènes ; - la persistance d’un sous-sol gelé très imperméable sous un sol dégelé et très instable.  57 Fig. 32- Différents cas de glissement de terrain 58  59 b) Autres mouvements  Le fluage Le fluage est un mouvement de terrain très sournois. Il se fait très lentement sans surface de rupture nette (sauf au stade ultime, à la rupture du sol) et sans variation apparente de sollicitation mécanique ou hydraulique (Figure 35).  Creeping ou reptation A la différence du glissement qui est un mouvement de masse, le creeping est une descente, grain à grain, des particules meubles les unes par rapport aux autres (Fig. 36a). Il n’affecte que les formations meubles. Il se produit sur les pentes plus faibles que le talus d’équilibre (Fig. 36b) car si la pente dépassait celle du talus d’équilibre, les débris s’ébouleraient. Le creeping est beaucoup plus rapide dans les pays où le gel est fréquent et vif que dans les pays où il est rare. La végétation contribue à ralentir cette descente par le rôle fixateur des racines mais elle ne l’entrave pas totalement puisque les racines des arbres fragmentent les roches.  Pieds de vaches On les attribue parfois, non sans raison, à l’action du poids du bétail sur les pentes ; ce sont des sortes de banquettes larges de quelques décimètres et séparés par des talus raides. Des mottes de gazon soulignent le rebord aval de chaque banquette. Leur genèse est mal connue, due sans doute à l’action de décollements par gravité lors du dégel, les touffes d’herbe arrêtant la descente (Fig. 37).  -Terrassettes Elles sont le fait de roches compressibles mais compactes et homogènes. Les terrassettes supposent une force (c’est la composante, suivant la pente, du poids de la formation en question) qui provoque un cisaillement ; elles descendent alors le long des pentes sous l’effet de leur poids. Elles sont analogues aux pieds de vaches, mais les gradins sont de véritables micro-failles dues à une descente plus rapide sur des versants plus forts ou sous l’action d’un sapement à la base (Fig. 38).  60 Figure 1 : Schéma général du mécanisme de fluage (Colas et Pachou, 1976). Figure 35. Schéma général du mécanisme de fluage (Colas et Pachou, 1976)  61 4. Erosion A l'échelle continentale, l'érosion par les eaux de ruissellement, la glace et le vent tend à aplanir les reliefs vers un profil de base qui est le niveau des mers. Selon le principe d'isostasie, l'ablation d'une tranche de matériaux à la surface d'un continent entraîne un rééquilibrage des masses; il y a remontée de l'ensemble de la lithosphère continentale (Figure 39). Il y a deux paramètres antagonistes à considérer: l'érosion qui abaisse la chaîne et le rééquilibrage isostatique qui la soulève. 4-1. Définition et facteurs d’érosion L’érosion désigne l’ensemble des phénomènes de dégradation, d’ablation, de destruction et d’usure des roches. L’aménagement de nouvelles architectures ou de nouveaux paysages par l’érosion va dépendre de : - la lithologie, c’est à dire de la nature de la roche. Par exemple sur les flancs de vallée, les cours d’eau, principaux vont effriter les parties tendres des roches et mettre en saillies les parties plus résistantes (Fig. 40). Le travail de l’érosion est donc différentiel, c’est à dire différent selon la résistance de la roche; - la structure de la roche à savoir la disposition des roches, les inclinaisons des couches qui les constituent, leur état de fracturation ou de plissement ; - la texture : il s’agit de la cohésion, l’arrangement des grains dans la roche. 4-2. Agents de l’érosion et leurs actions Les agents d’érosion des continents sont : le vent, les eaux de ruissellement, les fleuves, les océans et les glaciers.  Le vent exerce une action destructrice appelée « érosion éolienne » ou abrasion éolienne (Fig. 41). L’érosion éolienne est particulièrement plus active sur le sol nu. C’est l’agent essentiel d’érosion en pays désertique. Le vent érode par déflation et par corrasion mais aussi il accumule. La déflation-dénudation-ablation éolienne est l’action de balayage par le vent des débris meubles et fins comme les sols par exemple. La déflation opère un tri des matériaux. Le vent emporte les matériaux les plus fins et laisse sur place les plus grossiers. Le résultat est un véritable pavage de cailloux (reg). Le Reg est une vaste plaine sur laquelle il ne reste que des cailloux, le vent ayant emporté les sables (Fig. 42).  62 Figure 39 : Action de l’érosion sur les chaines de montagnes 63  64 A: surface désertique ayant subi la déflation éolienne, responsable de la concentration des éléments les plus grossiers (reg); B: détail montrant la coloration noirâtre et l'aspect brillant des cailloux: cette patine est le "vernis du désert". Hmar Laghdad, Anti-Atlas, Maroc. C : formation d’un reg Figure 42 : Phénomène de déflation en zone désertique et formation de reg  65 La corrasion est l’action mécanique d’attaque de la roche exercée par le vent chargé de matériaux qu’il transporte. Le vent armé essentiellement de grains de quartz, exerce une action d’usure et de polissage des roches en creusant les parties les plus tendres. La corrasion : - modèle des cailloux en facettes légèrement concaves, l’une perpendiculaire au vent dominant, les autres obliquement ; des formes de pyramides à trois arêtes (dreikanter) peuvent en résulter (Fig. 43) ; - dégage les plans d’aspect feuilleté (schistosité) et les diaclases des roches par érosion différentielle dans les parois ; - sculpte des buttes et des sillons dans les argiles et les schistes et même les grès. Ce sont des yardang (Fig. 44) Ils ont une forme allongée dans la direction du vent et abrupte du côté du vent.  L’eau  Erosion due au ruissellement des eaux. L’érosion due au ruissellement des eaux est active sur les sols nus. Dans le profil des sols, elle attaque le premier horizon (horizon A) (Fig. 45); elle entraîne les limons et trace des rigoles sur la surface du sol. Sur des terrains à substratum hétérogène, les eaux de ruissellement tout comme le vent ont tendance à évacuer les matériaux les plus fins et les plus meubles, laissant en relief les parties les plus résistantes. Il se forme des colonnes coiffées de gros blocs et des chaos rocheux.  Erosion linéaire - érosion aréolaire * l’érosion linéaire se produit généralement dans les thalwegs (lignes unissant les points bas d’une vallée). C’est généralement l’érosion de l’eau courante sur le fond du lit de la rivière lorsqu’il n’est pas surélevé au dessus du fond de la vallée ; * l’érosion aréolaire agit en surface ; elle domine sur les interfluves (étendue de terrain entre deux thalwegs). Les agents de l’érosion aréolaire sont multiples : atmosphériques, biologiques, etc.  Erosion alvéolaire Elle se traduit par le creusement des alvéoles juxtaposées à la base des parois verticales des roches dures. Les alvéoles creusées dans les roches de Corse ont reçu le nom de taffonis (Figure 46). 66  67. Figure 46 : Formation de taffoni (cavités) sur une falaise de basalte, par l'action corrosive des embruns. Cap d'Agde, France.  68 II-4-3. Bases de l’action érosive de l’eau L’action érosive de l’eau est régie par quatre phénomènes : chronologie inverse, érosion orientée, érosion sur pente et profil d’équilibre: - chronologie inverse. Pour tout phénomène d’érosion, il existe toujours un point d’arrachement (zone haute) et un point d’accumulation (dépression, cuvette ou bassin). Selon ce principe, la couche la plus vieille dans le bassin provient du terrain qui à l’origine était la plus superficielle, donc la plus jeune dans la montagne : les dépôts les plus anciens correspondent aux couches érodées les premières; - érosion orientée est un phénomène dynamique et non stationnaire. Elle se déplace dans les trois directions de l’espace et se réalise en trois étapes :  érosion régressive commence dans la partie aval du cours d’eau et se poursuit en amont vers la source de la rivière (Figure 47);  érosion latérale contribue à élargir la vallée d’une rivière et à saper les crêtes et les interfluves entre les rivières ;  érosion verticale a pour rôle d’approfondir les vallées en diminuant les reliefs. Elle tend à niveler les reliefs par rapport au niveau de la mer. L’action conjuguée de ces trois formes d’érosion orientée aboutit à la formation d’une pénéplaine (région monotone au relief aplati) (Fig. 48) ; - érosion sur pente. L’action érosive de l’eau sera d’autant plus forte que la topographie sera raide. Plus la pente diminue plus l’action érosive de l’eau devient faible, de sorte que sur les terrains plats, l’érosion est finalement nulle et fait place à l’accumulation de dépôts. Les pentes fortes sont le lieu d’arrachement et de transport des matériels érodés. - profil d’équilibre. L’érosion décroît pendant son histoire récente jusqu’à l’obtention du profil d’équilibre du cours d’eau.  69 Au début, quand le cours d’eau atteint pour la première fois la mer, son profil d’équilibre est primitif et sauvage. Ensuite s’installent des profils intermédiaires dont la pente diminue progressivement ainsi que la profondeur. Plus tard, lorsque le profil d’équilibre lui-même est atteint, l’action érosive de l’eau est terminée et il y a équilibre entre la vitesse de l’eau, la pente et la rugosité de lit de la rivière (Figure 49). Le profil d’équilibre est tangent en son point le plus bas, au niveau de base qui peut être un océan ou un lac (F.  70 Figure 47 : Formation de "bad lands" par érosion régressive dans un versant; Piau Engaly, Pyrénées, France. Figure 48 : Erosion et pénéplanation  71 Figure 49: Profil d’équilibre A: acquisition du profil d'équilibre par un cours d'eau. B: modification du profil d'équilibre lors d'une montée ou d'une baisse du niveau de base. C: profil longitudinal d'une vallée glaciaire; après disparition du glacier, les parties de la vallée situées en amont d'un verrou peuvent abriter un lac.  72 II-5. Transport Modes de transport Le transport peut se faire par l’eau, le vent et la glace. a- Transport par l’eau Ce mode de transport est assuré par le ruissellement, les rivières, les fleuves et l’océan. Le transport par l’eau use les particules transportées et aboutit à divers classements : - un classement minéralogique (les particules les plus résistantes mécaniquement sont transportées plus loin que celles plus friables) ; - un classement densimétrique (les minéraux les plus légers sont transportés que les minéraux lourds) ; - un classement granulométrique ou granoclassement (les particules les plus grosses se déposent en premier). Le transport par l’eau se fait sous quatre formes (Fig. 50) : - dissolution : les solutions, généralement non saturées, déposent leurs charges (soluté) soit par évaporation produisant la saturation, soit par augmentation de la concentration liée à un apport d’éléments nouveaux ; - suspension : les particules très fines, de diamètre inférieur à 250µ, peuvent rester en suspension colloïdale lorsqu’elles sont entourées de pellicules de matière organique ; - saltation : les particules de diamètre compris entre 250µ et 500µ peuvent se déplacer par sauts successifs sur le fond ; - roulement : les particules de diamètre supérieur à 500µ roulent au fond de l’eau.  73 Fig. 50-Différentes formes de transport par l’eau  74 b- Transport par le vent Dans les déserts, l'agent principal d'érosion et de transport des matériaux est le vent. Si le vent peut agir si efficacement pour éroder et transporter les particules, c'est qu'il n'y a ni humidité, ni végétation pour retenir celles-ci et les stabiliser. Le vent qui balaie la surface du sol entraîne donc facilement ces particules. Les particules sont transportées selon trois modes (Figure 51). Les plus grosses se déplacent par roulement ou glissement (traction) à la surface du sol, sous l'effet de la poussée du vent ou des impacts des autres particules. Les particules de taille moyenne (sables) se déplacent par bonds successifs (saltation). Les particules très fines (poussières) sont transportées en suspension dans l'air (loess), souvent sur de très grandes distances. Il en résulte deux structures importantes des déserts : les pavements de désert et les champs de dunes (Figure 52). Le vent entraîne les particules de la taille des sables, mais n'a pas l'énergie nécessaire pour soulever ou rouler les plus grosses particules. Ces grosses particules se concentrent progressivement à mesure de l'ablation des sables pour former finalement une sorte de pavement qui recouvre les sables et les stabilise.  75 Figure 51. Différents modes de transports par le vent Figure 52. Formation des pavements du désert  76 c- Transport par la glace Le glacier arrache des matériaux au substrat rocheux; tout ce matériel sédimentaire produit directement par l'action de rabotage de la glace sur la roche porte le nom général de moraine. Les eaux de fonte du glacier redistribuent les matériaux glaciaires sur une plaine d'épandage; il y a tout un cortège de dépôts qu'on dit fluvio-glaciaires. Le retrait du glacier laisse sur place tous ces dépôts qui caractérisent les paysages glaciaires. Les principaux dépôts qui caractérisent le paysage post-glaciaire (Fig. 53 et 54) : - Moraine frontale: dépôt formé au front du glacier, quand le glacier a atteint son avancé maximum et qu'il est stationnaire, par l'amoncellement des fragments rocheux de toutes tailles arrachés au substrat par le glacier, ainsi que des sédiments produits par l'abrasion de la glace sur la roche. Ce mélange de sédiments s'appelle un till. -Moraine de fond: dépôt morainique sous le glacier. -Moraine latérale: dépôt morainique aux marges du glacier confiné. -Drumlin: moraine de fond remodelée par l'avancé du glacier. -Esker: dépôt fluvio-glaciaire serpentiforme formé par des cours d'eau confinés qui se situaient à l'intérieur ou sur le glacier; la fonte du glacier laisse un lacet de sédiments. -Kame: dépôt fluvio-glaciaire dans une cavité ou une dépression du glacier qui, après la fonte forme de petits monticules. -Kettle: dépression dans une moraine ou un dépôt fluvio-glaciaire créée par la fonte d'un bloc de glace emprisonné dans les matériaux.  77 Figure 53. Principaux dépôts qui caractérisent le paysage post-glaciaire  78 Figure 54 : Paysages post-glaciaires  79 6. Dépôt Le dépôt des charges solides, transportées par les différents agents, se fait principalement par gravité dès que les conditions propices au transport se modifient (baisse de la vitesse du vent ou du courant du cours d’eau, etc.). a) Dépôts éoliens. On distingue :  les dunes (Fig. 55 et 56) Les dunes résultent de l’accumulation de sables transportés par le vent. Elles ne présentent un grand développement que dans les régions arides où elles possèdent une stratification entrecroisée. Cette stratification est la conséquence des changements d’orientation du vent. Il existe des dunes mobiles, fixes et dunes d’obstacle.  Les dunes mobiles. On distingue les dunes arquées ou barkhanes, les dunes transverses, dunes pyramidales ou en étoile, les dunes longitudinales et les dunes paraboliques :  les barkhanes ou dunes arquées (Fig. 55a) ont une forme de croissant et un profil en trois sections : une section à convexité tournée au vent par où se fait l’accumulation et qui en est une pente douce, celle-ci se terminant brusquement par un tranchant ; la seconde section, en pente raide, est le talus des retombées du sable ; la dernière section, en pente moyenne, est due au placage par le tourbillon de retour contre la pente des retombées. Elles sont dissymétriques et se déplacent les pointes en avant. Les pointes sont sous le vent parce qu’elles avancent plus vite que le corps de la dune. Ces dunes se rencontrent dans les zones désertiques où règne un régime de vent de direction plus ou moins constante. Elles sont souvent faites de sable jaune paille et reposent sur une surface graveleuse horizontale appelée reg au Sahara ;  les dunes transverses (Fig.55b) sont perpendiculaires aux vents dominants. Elles sont aussi rectilignes ou légèrement sinueuses ;  les dunes pyramidales ou en étoiles (Fig.55c) peuvent atteindre une ou plusieurs centaines de mètres de haut. Elles se forment dans des directions variables. Les versants sableux sont très convexes car ils sont surtout modelés par la reptation. On les rencontre dans des régions de reliefs montagneux ;  les dunes longitudinales (Fig.55d) s’allongent parallèlement au vent. Elles sont longues et étroites. Ces dunes peuvent atteindre 200 km de long, 50 m de hauteur et sont espacées au sol de 1 à 2 km. On les trouve dans les zones arides ;  80  les dunes paraboliques (Fig. 55e) ont leurs pointes exposées au vent. Elles se mettent en place sur des substrats plus humides que les barkhanes.  Les dunes fixes sont représentées par les ergs de dunes. Elles ont une forme d’ensemble longitudinale mais dans le détail les crêtes ont des directions variables. Leur stabilité est due à deux causes : d’abord aux conditions atmosphériques et ensuite aux phénomènes de condensation qui augmentent en profondeur la cohésion du sable.  Les dunes d’obstacle. Un obstacle soumis à un vent va perturber l’écoulement de l’air et faire naître des tourbillons enveloppés par une surface aérodynamique au dessus de laquelle le mouvement est laminaire. Les tourbillons diminuant en moyenne la vitesse, entraînent une baisse de la capacité et de la compétence et du sable se dépose contre l’obstacle.  Loess C’est un sédiment très fin, poudreux, meuble, non stratifié perméable. Il donne des sols très fertiles. Il est formé par des éléments anguleux, silice, argile ; quelquefois il contient un peu de calcaire. Les sources des matériaux constituant le loess sont à rechercher soit dans les sables des déserts soit dans les dépôts glaciaires. Il est particulièrement abondant en chine en bordure du désert de Gobi et dans l’Est africain. Il en existe dans le Nord de la France. b) Dépôt de soluté. Il se fait par augmentation de la concentration due au changement soit de pH, soit de la température ou du CO2 dissous.  81 Fig.55- Différents types morphologiques de dunes Fig.56- Barkhane  82 7. Diagenèse On appelle diagenèse tous les processus qui affectent les sédiments après le dépôt et avant le début du métamorphisme. C’est donc le passage d’éléments sédimentaires en une roche consolidée (Figure 57). Les sédiments subissent des transformations physiques et chimiques au cours de trois processus distincts mais parfois simultanés que sont : la compaction, la cimentation et la recristallisation. La compaction et la cimentation sont les plus importants de la diagenèse a) Processus diagenétiques - Compaction Au cours de la compaction ou consolidation, il se produit une réduction de volume due à la réduction de la porosité (réduction de l’indice des vides) car les particules solides sont pressées ensemble sous l’effet du poids du matériel sus- jacent. Les eaux interstitielles des grains sont alors chassées des pores. La réduction de la porosité se fait par un réarrangement des grains les uns par rapport aux autres et leur surface de contact devient importante. Dans les calcaires, la compaction induit des phénomènes de cimentation précoces qui limitent son action en leur sein. - Cimentation La cimentation consiste en un remplissage des interstices de la roche par un dépôt. Elle fait passer les roches meubles en roches consolidées. Elle peut se produire rapidement ou tardivement au cours de la sédimentation. Les minéraux fréquents qui constituent le ciment de la roche sont : calcite, dolomite, sidérite, silice. Les ciments peuvent se former entièrement à l’intérieur du système soit ils peuvent être apportés par des solutions extérieures. - Recristallisation Elle peut modifier la texture des éléments sans en changer la composition. Exemple des calcaires micro cristallins qui se transforment par le phénomène de "sparitisation". Cette recristallisation peut continuer au cours du métamorphisme. Les trois phénomènes : altération, diagenèse et métamorphisme ont des frontières communes difficiles à préciser. Le métamorphisme affecte les roches en profondeur, l’altération affecte les roches émergées tandis que la diagenèse affecte les roches enfouies avant le métamorphisme.  83 b- Différents stades de la diagenèse On distingue plusieurs stades de la diagenèse: - Diagenèse précoce C’est une diagenèse quasi synsédimentaire. Au cours de cette diagenèse, plus de 50% de l’eau interstitielle part et il peut se produire des phénomènes d’oxydo- réduction. La couleur initiale peut être modifiée. C’est le début de la lithification. - Diagenèse moyenne La diagenèse moyenne est celle qui produit la cimentation primaire qu’on appelle induration. Elle vient immédiatement après la diagenèse précoce. On assiste alors au cours de cette diagenèse à des néoformations argileuses ou des néoformations de xéolites à partir d’argile. -Diagenèse tardive Elle intervient plus tard. Elle provoque la modification des minéraux argileux qui deviennent plus cristallisés. Ce phénomène s’appelle agradation de minéraux argileux. Il se produit une compaction maximum avec expulsion de l’eau de recristallisation. - Diagenèse régressive Elle peut se produire du milieu profond en milieu surface. Le processus de dissolution intrastratale tend à réduire les minéraux instables dans l’environnement diagenétique ; il favorise en revanche la cristallisation des minéraux plus stables (c’est l’authigenèse). L’authigenèse est donc le développement de nouveaux minéraux soit l’accroissement de minéraux existants déjà dans la roche. On parle d’accroissement secondaire. Un quartz authigène peut être un quartz pyramidé. On connaît des feldspaths authigènes dans les grès de carbonate. Remarque: Le métamorphisme affecte les roches en profondeur, l’altération affecte les roches émergées tandis que la diagenèse affecte les roches enfouies avant le métamorphisme.  84 Figure 57 : Diagenèse des roches détritiques siliceuses  85 PARTIE II. MODELE FLUVIATILE ET EROSION FLUVIALE 1. Définitions et types de régions Les ruisseaux, rivières et fleuves recueillent l’eau des sources et celle du ruissellement des versants. Le cours d’eau est alimenté par les eaux provenant d’un écoulement linéaire lequel succède au ruissellement diffus. Certains cours d’eau sont temporaires, ce sont les torrents, les oueds, les autres sont permanents, ce sont les rivières. Les sources sont des résurgences naturelles des nappes. Leurs eaux pour être utilisées pour l’alimentation, doivent présenter certaines qualités : limpidité, couleur, odeur, sels dissous. La densité des cours d’eau varie d’une région à l’autre. Elle est très faible dans les régions perméables, mais très importante dans les régions argileuses où le moindre ravin a son ruisseau. Il existe des régions sans écoulement comme les grandes étendues de dunes du Sahara. Ce sont des régions aréiques. D’autres ont plusieurs cours d’eau mais n’arrivent pas à la mer. Ils disparaissent dans un lac temporaire ou permanent, c’est le cas du Chari dans le lac Tchad. Ces régions sont dites endoréiques. D’autres régions enfin ont des bassins fluviaux qui débouchent dans la mer. C’est le cas de presque toute l’Europe ; ces régions sont dites exoréiques. Les différences entre ces régions proviennent en partie du relief et en partie du climat. L’endoréisme est favorisé par des reliefs de cuvette et par l’aridité du climat. Les régions aréiques correspondent à des zones où il ne tombe que très peu de précipitations et où l’évaporation est considérable. 2. Principaux types de cours d’eau Les cours d’eau diffèrent par leur taille et leur aspect. Par exemple, l’Amazone a 6000 km de longueur, un débit moyen de 150 000 m3/s, une largeur moyenne de 3 km pour son lit principal. Il a des chenaux parallèles et les marécages inondés pendant plus de 6 mois. La Seine a 700 km de long, sa largeur moyenne est de 100 m et un débit moyen 300 fois plus inférieur à celui de l’Amazone. Il se divise parfois en deux bras et décrit des méandres par endroits.  86 La Durance présente dans son cours inférieur un lit composé de courants anastomosés enserrant des bancs de graviers sur une largeur de plusieurs centaines de mètres. Son débit est comparable à celui de la Seine. Les rivières sont dites conséquentes quand elles suivent la pente des couches. Le réseau est donc souvent perpendiculaire aux lignes de crêtes. Elles sont dites parallèles ou subséquentes quand elles suivent la direction générale des couches (couches anticlinales par exemple) et sont donc généralement parallèles aux lignes de relief. 3. Modèle simple : le torrent a-Le torrent est un type de cours d’eau à pente forte (>2%) travaillant dans une région en général argileuse et sous un climat qui lui donne un débit saccadé. L’infiltration de l’eau dans le sol est négligeable et le ruissellement intense. Il existe des torrents actifs et des torrents éteints. Ces derniers sont les vestiges d’un climat ancien plus humide. Le torrent creuse brutalement et dans ce cas il réunit ainsi les conditions pour que l’érosion soit maximum. Ensuite il transporte et dépose. C’est donc un véritable laboratoire naturel pour l’étude de l’érosion fluviale. Un torrent complet comprend trois parties (Fig.58) : - un bassin de réception qui forme le cours supérieur ; - un canal (ou chenal) d’écoulement correspondant au cours moyen ; - un cône de déjection qui constitue la zone inférieure. Le bassin de réception est la zone où le torrent se forme par concentration des eaux de ruissellement issues de plusieurs bassins secondaires. Chaque ruisseau y creuse érodant les terrains friables, reculant sa source, provoquant des éboulements, des coulées boueuses. Ce qui a pour conséquence, l’agrandissement et l’approfondissement de cette zone. Le facteur dominant ici est le creusement et le torrent se charge d’une masse de matériaux arrachés. Le canal d’écoulement représente le lit du fleuve. Son profil est généralement en V et sa pente forte. Dans son parcours, le torrent érode encore mais transporte surtout. Il accumule des blocs ou des matériaux fins. Le phénomène dominant est le transport mais les ruptures de pente sont fréquentes. Le cône de déjection se forme dans la vallée principale, généralement de pente transversale faible, là où le torrent finit son cours. La vallée étant à fond plat la pente du torrent et la vitesse de l’eau deviennent faibles. La sédimentation y est alors active. Les éléments les plus grossiers sont déposés en haut du cône. En déposant, le torrent exhausse son lit, ce qui va lui permettre d’augmenter sa pente dans la section considérée et également sa vitesse. Il devient de plus en plus capable de transporter sa charge de matériaux jusqu’à la rivière collective.  87 Fig.58 : Principales parties d’un torrent classique  88 L’exhaussement permet au torrent de dominer les régions adjacentes et à la moindre crue il va quitter son lit pour en occuper un autre en position inférieure et ainsi de suite. Il se forme ainsi un amas en éventail ouvert à 180° appelé cône de déjection ou lit de déjection. Quand on compare les pentes relatives du canal et du cône deux cas peuvent se présenter : - 1er cas. La pente du cône est faible que celle du canal. On peut lutter temporairement contre les inondations en endiguant le torrent. Mais comme la pente du cône est plus faible que celle du torrent, la sédimentation continue à se faire entre les digues. Le torrent s’exhausse et finit par déborder. Avec le temps le torrent s’approfondit, le cirque torrentiel recule et la pente du canal diminue. Elle finit par atteindre celle du cône ; - 2è cas. La pente du cône prolonge celle du canal. Dans ce cas les vitesses du torrent sur le cône et dans le canal deviennent égales. Le torrent traverse le cône sans alluvionner et dépose sa charge dans la rivière dont il est tributaire. Il ne peut se produire d’apport sur le cône que si les eaux se répandent sur toute sa surface (augmentation de la section d’où diminution de la vitesse). En endiguant le torrent sur le cône, l’équilibre est maintenu. Le premier cas caractérise les torrents jeunes par contre le deuxième cas concerne ceux qui ont atteint leur profil d’équilibre. b- Débâcles torrentielles Elles sont l’apanage des régions montagneuses taillées dans des terrains argileux, marneux, etc. Ce sont des crues exceptionnelles qui peuvent se répéter à intervalles plus ou moins réguliers, tous les 7 ans, 20 ans, etc. Dans l’intervalle séparant deux débâcles, les produits de la désagrégation des roches s’accumulent dans le cirque torrentiel où ils forment une couverture instable. Lors de fortes pluies, tout le matériel détritique imprégné d’eau glisse sur le fond imperméable, se mélange aux eaux du cirque et se précipite dans le canal. La masse peut y former des barrages temporaires en amont desquels l’eau s’accumule. Lorsque la digue se rompt, la masse de boue s’engouffre dans le canal provoquant des éboulements par érosion du pied des versants. Cet apport latéral augmente encore la viscosité de la boue capable alors de véhiculer des blocs énormes. Le flot, finalement, submerge le cône détruisant les cultures et les villages qui y sont établis.  89 c-Correction des torrents Pour assagir un torrent et éviter des débâcles et leurs effets désastreux, on entreprend des corrections dans chacune des 3 parties qui le constituent : - la stabilisation du cirque sera obtenue par le reboisement qui diminue le ruissellement, fixe les produits de désagrégation et régularise le climat ; - dans le canal, la vitesse d’eau sera coupée par la pose de clayonnages ou la construction de barrages bien ancrés dans les versants. Si le canal présente des courbes, elles seront renforcées par des murs ; - sur le cône, le torrent sera canalisé pour l’empêcher de déborder. Les digues seront suffisamment éloignées l’une de l’autre pour contenir les crues. d-Forme des lits Le lit est l’espace qui peut être occupé par les eaux d’un cours d’eau. On distingue plusieurs lits dans un fleuve (Fig.59) : - le lit ordinaire ou lit apparent est la partie située entre les berges, occupée par des matériaux roulés par les eaux et peu masqués par la végétation ou l’occupation humaine. En temps normal ce lit n’est pas toujours rempli d’eau puisque des bancs de sable ou de gravier y apparaissent ; - le lit majeur ou lit d’inondation ou encore plaine d’inondation est toute la zone que le fleuve inonde et qu’il peut recouvrir des « alluvions modernes ». Il est beaucoup plus large que le lit ordinaire ; - le chenal d’étiage occupe une petite partie du lit apparent surtout dans le cas des rivières de régime irrégulier. Il n’est pas limité par des berges nettes.  90 Fig 59. Caractéristique du lit pluvial  91 e-Les matériaux des lits Ils peuvent être soit des roches en place soit des alluvions transportés par les cours d’eau. Les matériaux du lit apparent ou du lit majeur ont été usés par le transport. Ils sont plus émoussés. Dans le cas de cailloux ceux-ci sont roulés ; ce sont des galets. Dans un même lit, on peut avoir des limons, des sables, des galets ; Ces derniers sont d’autant plus gros que le courant qui les a transportés est rapide. Un fond rocheux est presque toujours coupé de secteurs alluviaux. Les rapides peuvent, par contre, être coupés de creux taillés dans le roc, les marmites de géants dues à des tourbillons. Les lits majeurs actuels sont généralement occupés, après inondation, par du matériel exclusivement fin. f-Seuils et mouilles Dans le chenal, il existe dans chaque courbe, un secteur plus profond que ceux qui se trouvent dans les parties situées immédiatement à l’aval et à l’amont : c’est la mouille. Entre les mouilles, les parties moins profondes, qui sont plus rectilignes, obliques par rapport à l’axe du lit apparent sont les seuils (Fig. 60). Le profil en travers des mouilles est dissymétrique, la profondeur maximum se trouve contre la rive concave. Le profil en travers des seuils est au contraire symétrique. g-Tracé des méandres On appelle méandre un tracé qui s’écarte, sans raison apparente, de la direction de l’écoulement pour y revenir après avoir décrit une courbe prononcée (Fig. 61). On distingue deux types de méandres : - les méandres de vallées ou méandres encaissés, ce cas est réalisée quand la vallée méandre comme la rivière à la même échelle ; - les méandres de plaines alluviales ou méandres libres ou encore méandres divagants ce cas est atteint quand les sinuosités marquées de la rivière sont indépendantes de la vallée et à plus petite échelle. 92 93  94 Vue du chenal d’écoulement, la rive concave d’un méandre est érodée par le courant et la pente y est abrupte, tandis que la rive convexe est en pente douce et constituée d’alluvions. Les méandres ont toujours tendance à s’exagérer. A force de s’accentuer, deux méandres voisins peuvent se recouper : - soit par débordement pendant une crue ; - soit par tangence quand l’exagération de la courbure réduit à néant le pédoncule (Fig. 45). Une fois le recoupement réalisé, il reste de l’ancien méandre un bras mort. En même temps que les méandres s’exagèrent, ils migrent vers l’aval. Ce phénomène peut transformer des méandres de vallée en faux méandres de plaine alluviale. 95  96 Fig. 46. Méndres de plaines alluviale sur le Danube près de son confluent avec le Drave (visible dans le Sud-Ouest) Stades d’évolution très divers. Nombreux bras morts, parfois entièrement colmatés. Aménagement de la cartographie par l’homme (endiguement) (d’après la carte Yougoslave de Somgor au 1/100 000 réduite de 10 %)  97 Fig.47. Evolution de méandres encaissés, par migration vers l’aval et calibrage de la vallée, vers des formes de plaine alluviale En 1 et 2,