Géomorphologie
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Géomorphologie Intro : . La géomorphologie est divisée en 4 sous parties chacune représentant une composante du système Terre. La géomorphologie est l’étude de la lithosphère. Elle entend expliquer les volumes et les formes terrestres à toutes les échelles. . La géodynamique interne étudie l’orogenèse, les processus internes à la Terre qui définissent les formes externes terrestres. . Les processus exogènes ou la géodynamique externe étudie les interactions des reliefs avec les différentes composantes du système Terre. On s’intéresse aux processus d’érosion, ainsi qu’aux modelés et aux formes du relief qui résulte de la géodynamique externe. Le but de la géomorphologie est de décrire et comprendre les volumes terrestres. I. Processus d’érosion élémentaires : altération, ablation et accumulation. . Les roches originelles ou le socle continental résultent des épanchements volcaniques. Les roches originelles n’ont cessé d’évoluer en surface au cours du temps du fait de leur mise en contact avec l’air et l’eau. Il s’est produit des conditions nouvelles qui ont transformé la roche, de manière mécanique et chimique. . La Biosphère exerce une action sur les 3 autres composantes du système Terre, mais elle présente un impact direct sur la lithosphère. Les impacts du climat, des eaux et de la Biosphère vont dans le sens d’une dégradation des roches. . Depuis l’amont des reliefs, il se passe tout d’abord une désagrégation mécanique et une altération chimique des roches, associés à des glissements. Une deuxième phase intervenant dans le processus d’érosion est la phase de transport des roches par gravité, par l’intermédiaire de fluides en mouvements tels que les eaux ou les glaces. La dernière phase est la phase de sédimentation, de dépôt. C’est une phase d’accumulation de la matière et de construction de nouveaux volumes. La formation des roches sédimentaires se réalise par solidification. 1/ L’altération des roches : la météorisation ( 1ère phase). a/Les processus chimiques : . Les processus chimiques précèdent généralement chronologiquement les processus mécaniques. Ils modifient localement la nature des roches. . La dissolution est le processus chimique le plus important concernant le phénomène de l’érosion. La roche tend à disparaître visuellement. Elle passe de l’état solide à l’état liquide. L’intensité de la dissolution dépend de la composition des roches en terme de minéraux. Il existe des roches très solubles tel que le sel, le gypse, les calcaires (qui donnent des modelés karstiques)… L’intensité de la dissolution dépend aussi du facteur température. Ainsi, la dissolution est plus active lorsque la température augmente. De même, la composition de l’eau intervient dans l’intensité du processus : La dissolution est plus active lorsque l’eau es chargée en gaz et acides dissous. Ex : le CO² accélère la dissolution des roches (Pb des monuments historiques en villes) Ainsi, la dissolution des roches reste inégale à la surface de la Terre selon la latitude. La combinaison de la température et des précipitations engendre une altération plus intense et plus profonde à proximité de l’équateur. . Les autres processus chimiques induisent une destruction irréversible des minéraux des roches. Les agents principaux sont l’eau, la chaleur et l’oxygène dans l’air. . L’oxydation (rouille) est un processus de réaction chimique produite par la présence du dioxygène (O²) trouvé dissous dans l’eau. L’oxydation affecte tous les composés ferriques, qui changent de couleur (rouge, brun). . L’hydrolyse est une rupture de la roche due à l’eau. Elle détruit les structures cristallines des roches du fait de la présence de l’ion H3O+ contenu dans l’eau. . Les processus chimiques sont à l’origine de la formation des sols en surface par réaction chimique des roches. Il s’agit de la pédogenèse. Les processus chimiques induisent une modification chimique et physique des roches. b/ Les processus mécaniques : . Le plus important processus mécanique, c’est la variation des températures qui entraîne une dilatation des matériaux. Ainsi, plus les variations de températures sont fortes et rapides, plus la contraction et la dilatation des roches sont importantes. Ces variations du volume des roches favorise la fissuration, puis le fractionnement de la roche. C’est la thermoclastie : La variation de températures modifie le volume des roches (contraction ou dilatation). Ce phénomène de thermoclastie est d’autant plus efficace lors de l’alternance gel/dégel car il se produit un changement d’état de l’eau, entraînant une variation du volume de l’eau qui accentue la fissuration de la roche. Ainsi, on appelle gélifraction le processus de fissuration de la roche par la variation du volume de l’eau. Les endroits les plus favorables à ces processus de thermoclastie et de gélifraction concernent les lieux où il existe de fortes variations de températures dans un laps de temps très court tels que les déserts ou les hautes montagnes. . Les organismes végétaux sont un autre facteur d’altération des roches. Leurs racines s’incrustent dans le sol et fissurent les roches sous-jacentes. Néanmoins, il est à noter que les végétaux peuvent protéger les roches des précipitations du fait de leur présence. . L’action des fluides en mouvement tels que l’eau liquide n’est pas négligeable : vagues sur le littoral, gouttes d’eau sur un sol nu (effet « splash »), ruissellement de l’eau. . L’action de la glace sur les roches : Les glaciers rabotent le substratum sur lequel ils se situent. . L’action de l’air en mouvement sur les roches est plus efficace lorsque on observe la présence de particules solides dans l’air : c’est la corrasion éolienne, qui a lieu de préférence dans les milieux désertiques. Lorsque les fluides transportent de petites particules solides, l’altération des roches est alors favorisée. C’est le cas dans le lit d’une rivière où l’eau transporte des galets qui ont un impact direct sur les roches. . Les processus chimiques et mécaniques jouent de manière synchrone le plus souvent lors de cette phase d’altération des roches. 2/ Le déplacement en surface des matériaux érodés : a/ Les mouvements sur les versants : . Les versants sont les endroits privilégiés de ces déplacements car ces derniers sont animés par la force de gravité ou de pesanteur (doc4). . La reptation ou le creeping : Il s’agit des mouvements les plus modestes observés sur les versants, de l’ordre de qq cm par siècles. Ce phénomène est favorisé par la croissance des plantes qui soulèvent les roches ou par les variations de températures. . La solifluxion agit lorsque la partie superficielle reposant sur un sol solide et continu se trouve saturée en eau. Il se produit alors un léger glissement de la partie superficielle. Ce phénomène est favorisé dans les climats froids où le sol est gelé en permanence, c’est le permafrost ou pergélisol. . La coulée boueuse se produit sur les pentes les plus accentuées. Ce processus est lié à la saturation de l’eau du sol. . Les glissements de terrain concernent un phénomène brutal qui correspond à une déstabilisation d’un versant. Il s’agit du glissement d’une parie du versant favorisé par la superposition de couches de roches tendres et dures. La couche tendre cède, puis la couche dure s’affaisse. . Les chutes de pierres ou éboulements. . La vitesse, l’importance, la fréquence de tous ces phénomènes dépendent de nombreux facteurs tels que la pente, les végétaux, les activités humaines, la nature des roches et de la présence d’eau courante qui entraîne la matière. Il peut se produire un ruissellement en nappes qui concerne l’ensemble du versant ou un ravinement par un écoulement de l’eau se concentrant en certains endroits du versant, ce qui entraîne l’apparition de petites vallées et de ravins. Un ravinement prolongé entraine des « bad-lands » tel que le Grand Canyon. b/ L’érosion et le transport par les cours d’eau : . Il s’agit d’une érosion qualifiée de linéaire car se déroulant le long des cours d’eau. . Il s’agit d’abord d’une abrasion latérale des roches due au cours d’eau ayant lieu sur les berges, puis d’une érosion verticale se déroulant au fond du lit du cours d’eau. Il existe parfois une érosion en amont des sources d’eau. . La plupart des matériaux érodés sont transportés par un cours d’eau. . La charge d’un cours d’eau, c’est le volume de matériaux transportés par ce cours d’eau. La charge d’un cours d’eau augmente avec son débit. La charge spécifique d’un cours d’eau, c’est sa charge divisée par le débit du cours d’eau. Elle s’exprime en t/m3. On y trouve toutes les matières dissoutes, les blocs rocheux et les particules solides. . La compétence d’un cours d’eau, c’est la taille maximale des blocs rocheux transportés. Elle dépend surtout de la vitesse d’écoulement de l’eau, qui dépend elle-même de la pente. En montagne, la compétence est importante. La Seine a la compétence d’entraîner des particules de 0,1 mm3. . La dégradation spécifique s’exprime sur l’ensemble d’un bassin versant. On mesure le poids de la matière transportée ajoutée au poids de la matière dissoute sur une année, divisée par la superficie du bassin versant. Elle est exprimée en t/km²/an. Le Saint-Laurent au Canada présente une dégradation spécifique de 45t/km²/an, le Rhône de 850 t/km²/an, le fleuve jaune de 2100 t/km²/an. Il s’agit ici de moyennes car la matière est érodée par phases, acouts. c/ Erosion et transport par les glaciers : . Les glaciers effectuent une érosion verticale en abrasant le socle, ainsi qu’une érosion latérale. Il existe 2 types de glaciers : les glaciers de montagne ou de pentes et les glaciers d’inlandsis ou les calottes glacières. . Les glaciers d’inlandsis représentent 9/10 de la glace mondiale. La plupart sont mobiles. Les glaciers de montagne sont les plus rapides en terme de déplacement car l’écoulement est due à la force de gravité. La vitesse de déplacement d’un glacier dépend de la pente, de la forme de la vallée, de l’épaisseur de la glace et de la température. Les calottes glacières divergent du fait d’un effondrement intérieur par accumulation de neige jeune à la surface, qui va devenir glace. Les différences de pressions entre glaces anciennes et plus récentes entraînent une divergence et un mouvement du glacier. 3) Accumulation et sédimentation : a/ Où se produisent-elles ? . De manière générale, le transport se réalise de l’amont vers l’aval. Ainsi, l’accumulation de matière et la sédimentation se réalisent dans les parties basses. . Au bas des versants : - Talus d’éboulis au bas des parois rocheuses, des falaises. - Les torrents déposent des cones de déjection à la sortie des vallées encaissées. - Les rivières déposent des particules sous forme d’alluvions à l’aval des versants. On trouve des plaines alluviales à l’aval des bassins versants. . Dans les étendues marines, selon la compétence de la rivière : - Si la compétence de la rivière est forte, la rivière forme alors un delta (Rhône). La rivière transporte plus que ce que les courants marins peuvent évacuer. - Si la compétence de la rivière est faible, la rivière forme alors un estuaire car les courants marins évacuent la matière. . Les sédiments issus des glaciers sont des moraines sur les cotés (érosion latérale) et à l’aval des glaciers. Les moraines sont composés de particules de tailles variées car les glaciers transportent à la même vitesse tous les matériaux quelque soient leurs densités. . L’accumulation des matériaux sur les littoraux forme des plages lorsque les courants marins sont faibles. De même, l’accumulation de matière lacustre et sur les fonds marins se réalise par dépôt de sédiments. b/ La formation des roches sédimentaires : . Le dépôt de matière entraîne une accumulation de matière, puis après quelques temps, une compaction et un durcissement de la matière qui forme alors une roche sédimentaire. . Les dépôts de matière s’accumulent en strates successives sur le socle. . il existe 2 types de roches sédimentaires : -Les roches sédimentaires minérales sont des dépôts dus à la fragmentation d’une roche pré-éxistante. Le granite est une roche sédimentaire détritique ou minérale. Le processus d’arénisation du granite, puis le transport de la roche transformée entraîne le dépôt de particules de sables. - Les roches sédimentaires d’origine organique ou sédiments biochimiques. Elles résultent de l’érosion chimique des roches et des organismes vivants. 4) Conclusion : . Lorsque l’on exclue la tectonique, c’est la circulation de l’eau sous toutes ses formes qui est le facteur le plus important pour expliquer l’évolution des formes du relief. Néanmoins, le rôle de l’eau est difficile à isoler de ceux de la biosphère et de l’atmosphère. Ces processus jouent de manière combinatoire. . On aboutit au cycle des roches : Les roches ignées ou cristalisées→Altération, érosion→sédiments→roches sédimentaires→Si la température et la pression augmentent→roches métamorphiques en profondeur→magma→roches volcaniques ou effusives→roche cristalline. Chapitre 2 : Quelques notions d’hydrologie continentale : 1) Le bilan hydrologique : . L’étude de l’hydrosphère, c’est l’étude de toutes les eaux terrestres. On a d’abord les eaux marines de l’océan mondial (97%) sous formes liquide et solide. On a aussi les eaux atmosphériques sous les états gazeux, liquide et solide. On a enfin les eaux continenales sous formes liquide et solide. . Il existe une équation du bilan hydrologique : P (précipitations) ou entrées=Q (écoulement)+E (évaporation) ou sorties+∆R (variation des réserves) C’est une équation dont le bilan est nul pour une aire étudiée sur le long terme. L’écoulement dépend de la nature des roches. 2) L’écoulement fluvial : a-Les régimes fluviaux : . Il s’agit des quantités d’eau s’écoulant dans une rivière. Les régimes fluviaux dépendent de différents paramètres : - l’abondance des précipitations - la taille et la forme du bassin versant = superficie sur laquelle les eaux s’écoulent et se concentrent. - L’occupation, la nature du sol et des roches, l’anthropisation des sols, la présence de zones de rétention d’eau où l’eau est stockée durablement. . Pour quantifier les régimes fluviaux, on mesure le débit liquide d’une rivière, c’est une mesure en un point précis dans une station de jaugeage en m³/s. La mesure du module d’un cours d’eau permet d’obtenir une vision sur le long terme d’un régime fluvial. C’est la moyenne du débit liquide sur plusieurs années. On peut ainsi obtenir le cycle annuel et le cycle saisonnier d’une rivière. . On mesure le débit spécifique d’une rivière qui prend en compte la taille du bassin versant. Débit spécifique=module du cours d’eau/ superficie du bassin versant Pour la Seine, le module est de 266 m³/s pour un bassin versant de 44 000 km² : le débit est de 6l/s/km². Pour l’Amazone, le module est de 190 000m³/s pour un bassin versant de 6,3 millions de km² : le débit spécifique est de 30l/s/km². Les conditions y sont plus pluvieuses et les sols y sont plus imperméables pour 1 km² de bassin versant. . Lorsque l’on mesure le cycle saisonnier d’un cours d’eau, on prend en compte les variations saisonnières de quantités d’eau dans les cours d’eau. Il permet de différencier les saisons de hautes et basses eaux ou les saisons de fort ou faible débit. La saisonnalité des régimes fluviaux est essentiellement gouvernée par la climatologie. Cette saisonnalité est cyclique et récurrente, c’est une situation moyenne. . Il existe de nombreux régimes hydrologiques (doc 43). On distingue les régimes simples des régimes mixtes. Les régimes simples présentent une seule cause principale de saisonnalité. Les régimes hydrologiques mixtes présentent plusieurs causes de saisonnalité. Il existe différents types de régimes hydrologiques simples : - Le régime pluvial présente une saisonnalité dans les quantités d’eau. On le trouve surtout dans les zones tropicales ou dans les régions océaniques où il existe une saisonnalité dans les précipitations. - Le régime nival est lié à la fonte des neiges au printemps. - Le régime glaciaire est lié à la fonte des glaciers durant l’été. - Le régime thermal est lié aux variations des températures. C’est surtout le cas en altitude où les rivières se glacent en hiver. Il existe aussi différents types de régimes hydrologiques mixtes : - Le régime pluvionival où il existe une saison favorable liée aux pluies et une autre saison favorable liée à la font des neiges. On a ainsi 2 pics de débit pour une même saison. - Le régime nivo-glaciaire. On a aussi des cas de régimes hydrologiques pondérés caractérisés par des variations saisonnières peu marquées, souvent masquée par l’anthropisation. Dans ce cas, le régime hydrologique peut être influencé ou socialisé (modification complète du régime hydrologique). . En réalité, les cours d’eau présentent toujours de multiples influences dans leur saisonnalité, surtout dans les grands bassins versants. b- Les événements hydrologiques exceptionnels : . Les régimes pluviaux sont des situations moyennes. Chaque année, l’hydrologie est différente du fait des variations rapides des précipitations. Une crue est par nature imprévisible car c’est la réponse à un événement ponctuel. C’est une montée du débit exceptionnelle. La durée d’une crue est variable, mais généralement, la montée du débit est plus rapide que la phase de descente. .L’hydro gramme représente le débit d’un cours d’eau en fonction du temps (doc 44). La durée d’une crue dépend de différents paramètres comme la taille du bassin versant. La phase 1 est la période précédant la crue. Elle est caractérisée par une absence de précipitations. La phase 2 d’une crue observe une augmentation des précipitations, et il existe un décalage dans le débit. C’est la courbe de concentration. Cette augmentation dépend de la taille du bassin versant, de la lithologie, de la forme du bassin versant et de la topographie. Durant cette phase, on observe le pic de crue. La phase 3 concerne la phase de décrue. La décroissance du débit est plus lente que sa phase de croissance. La phase 4 représente la courbe de tarissement. La crue est terminée, c’est la fin du ruissellement en surface. L’occupation du sol et l’importance e la couverture végétale jouent sur l’infiltration de l’eau dans le sol et donc sur l’intensité de la crue. 3) Conclusion : . Le rôle du climat sur l’hydrologie continentale est déterminant à large échelle. A des échelles plus fines, il intervient d’autres paramètres. L’Homme peut modifier par son action tous ces paramètres par la construction de barrages par exemple. Chapitre 3 : Des formes gouvernées par la nature des agents érosifs. . Les modelés dépendent de la nature des agents érosifs. Ceux-ci sont gouvernés en grande partie par le climat et surtout par la quantité des précipitations. Ces agents érosifs peuvent avoir des conséquences différentes selon la nature des roches. La morphologie d’un lieu donné ne résulte pas forcément du climat actuel, sinon de la paléoclimatologie : c’est le rôle des héritages. 1) Les modèles fluviatiles de base et l’organisation des réseaux hydrologiques : . On s’intéresse ici à la forme et à l’organisation des réseaux hydrologiques. La manière dont s’écoule l’eau dépend des poids respectifs de l’érosion et de l’accumulation de matière, mais elle dépend aussi de la tectonique (plis, failles) et de la lithologie (perméabilité, dureté). a) Les lits fluviaux et leurs profils : . De manière générale, dans la partie amont des cours d’eau, les lits fluviaux s’écoulent dans la vallée selon un profil transversal en V car les pentes et l’érosion y sont importantes. Il s’agit alors d’une érosion linéaire ou régressive puisque le cours d’eau effectue une érosion verticale de la vallée. Le talweg de la vallée se confond alors souvent avec le cours d’eau. De même, on y observe des cours d’eau à compétence importante. Le lit est formé de grosses roches. Le cours d’eau a tendance à être rectiligne du fait des fortes pentes. . Dans les parties basses du bassin versant, la vitesse d’écoulement diminue avec la pente. Le cours d’eau présente une compétence moindre et le lit est tapissé d’alluvions ou de sables. Les vallées présent un profil transversal en U et sont plus larges. Plus le fond du cours d’eau est plat, plus le cours d’eau a des chances de se diviser : chenal en tresses ou anastomosé. . Le profil transversal d’une vallée est composé de 4 éléments : - le chenal d’étiage. C’est l’élément le moins large du cours d’eau. Durant la saison des basses eaux, il concentre les plus faibles débits du cours d’eau. - Le lit mineure ou ordinaire : C’est le lit dans lequel s’écoulent les hautes eaux lors de la saison de maximum de débit. Chaque année, le cours d’eau occupe au moins une saison son lit mineure. La végétation ne peut s’y développer, c’est un univers minéral. - Les berges : Elles sont surélevées par rapport au lit fluvial. Elles sont formées de dépôts de matériaux grossiers déposés lors des grosses crues. Les berges délimitent le lit mineur généralement. - Le lit majeur ou la plaine d’inondation : c’est l’élément le plus large de la vallée, composé de limons fins. Il est envahit par les eaux en période de crues. Le sol y est t fertile, ce qui permet la croissance d’une végétation adaptée à l’humidité importante. Dans certains cas, le lit majeur peut former une plaine d’inondation de plusieurs km², souvent mise en valeur par l’agriculture. - Les terrasses alluviales : Il s’agit de surfaces planes et surélevées par rapport au lit fluvial. Elles ne sont pas dues à l’écoulement actuel des eaux, mais il s’agit de formes héritées. b) L’évolution du tracé : . Le creusement et l’alluvionnement conduit à une évolution complexe du tracé au cours du temps. . Lorsque la pente est faible, les crues sont associées à des débordements dus à l’accumulation de sédiments et à la rupture des berges. Cette rupture peut mener à une modification du tracé du cours d’eau. Le Huang Ho ou fleuve jaune a connu de nombreux tracés au cours du temps. Le plus souvent, il s’agit d’une évolution du lit mineur. . Les méandres sont des sinuosités des cours d’eau lors des très faibles pentes. Il existe deux types de méandres : - les méandres encaissés : la rivière méandre au fond d’une vallée dont les versants suivent les même sinuosités que le cours d’eau. - Les méandres libres : Elles se situent sur les fonds de vallée uniformément plats et le tracé des versants est sans correspondance avec le tracé des méandres. . Au cours du temps, les méandres deviennent de plus en plus prononcés. Le courant le plus rapide est déporté vers l’extérieur du méandre ou la rive concave. Le cours d’eau érode la rive concave et forme un abrupt. Le courant le moins fort se trouve sur la rive convexe. Il se produit ainsi un alluvionnement des rives convexes. Le lobe du méandre peut disparaître par creusement. Il s’agit alors d’un méandre recoupé. La partie non utilisée forme alors un bras mort. . Il existe trois évolutions majeures du tracé d’un cours d’eau du fait de l’érosion linéaire : - l’évolution du profil longitudinal du cours d’eau (doc 45). Initialement, ce profil est très irrégulier te devient de plus en plus lisse au cours du temps du fait de l’érosion. En général, le profil longitudinal d’un cours d’eau est concave. Dans la partie amont du cours d’eau, les fortes pentes entraînent un fort processus d’érosion. A l’aval, les faibles pentes favorisent l’alluvionnement du cours d’eau. - La surimposition et l’antécédence (doc 12 et 13) : Il s’agit de deux cas de figure où le cours d’eau traverse perpendiculairement un plissement de terrain, ce qui produit une entaille ou cluse dans le plissement de terrain. Pour la surimposition, on explique la cluse par le fait que le pli était recouvert de terrain sédimentaire. Au cours du temps, le cours d’eau érode le terrain sédimentaire puis le plissement de terrain. Pour l’antécédence, la rivière était déjà là. Il se produit ensuite le soulèvement du pli. Le cours d’eau érode ensuite le pli et donne une cluse. - La capture (doc 14) : C’est le détournement de la partie supérieure d’un cours d’eau par l’affluent d’un autre cours d’eau. c) Les types de réseaux hydrographiques : . La densité du réseau hydrographique dépend avant tout de la perméabilité de la roche. A l’échelle d’un bassin versant, on peut trouver différents types d’écoulements des eaux (doc 15). Le réseau hydrographique hiérarchisé (ou dentritique) est le plus courant : tous les cours d’eau convergent vers un cours d’eau principal. . A l’échelle continentale, l’organisation des réseaux dépend de l’organisation des reliefs essentiellement. En Amérique du Sud, les reliefs sont situés à l’ouest du continent. La taille des bassins versants dépende de cette localisation. Les bassins endoréiques sont des bassins versants isolés de l’océan. Les rivières s’écoulent en direction de cuvettes fermées où l’eau s’évapore. ex : mer d’Aral, mer Morte, lac Tchad. 2) Les modelés glaciaires et périglaciaires : . Les modelés glaciaires se situent vers les températures basses (hautes latitudes et hautes latitudes). On peut trouver des formes glaciaires et périglaciaires héritées. Ces modelés peuvent avoir été remodelés, altérés par d’autres mécanismes érosifs. a) Formation et évolution d’un glacier : . Pour un glacier de vallée, il commence à se former par accumulation de neige à l’amont, qui se compacte et devient de la glace. Elle descend le long des versants par gravité. Les crevasses ou séracs sont les endroits où est fracturée la glace. . Les glaciers d’inlandsis ont de la neige qui s’accumule au centre. La glace sombre et diverge. b) Les modelés glaciaires des montagnes et de leurs marges : doc 16,17 . La glace est un élément fortement érosif. Les glaciers de vallée rabotent les fonds de vallée ainsi que les versants de cette vallée. Ainsi, ces vallées ont un profil en U ou en auge. A l’origine, il ‘set produit un creusement des vallées alpines, notamment au cours des glaciations du quaternaire. . A l’amont, le creusement est parfois irrégulier. On a un resserrement de la vallée, mais avec une plus forte pente, il s’agit du verrou. . Les glaciers à forme circulaire sont à l’origine de creusements de dépressions, de versants abrupts ou de cirques glaciaires. . Ce creusement engendre des débris rocheux qui s’accumulent sous forme de moraines (cordons de débris situés sur l’avant ou sur les cotés du glacier. Une frontière frontale se situe à l’avant du glacier alors que les moraines latérales se situent sur les cotés des glaciers.). On trouve toutes les tailles de blocs rocheux au sein des moraines. La moraine frontale indique l’état d’avancement du glacier. Il y a eu 4 glaciations au cours du quaternaire : Würm, Riess, Mindel et Günz. c) Les modelés glaciaires d’inlandsis : . Les inlandsis se trouvent dans les zones polaires. Il s’agit de structures d’accumulation de glace souvent assez monotones dans leurs parties centrales avec une calotte de 2 à 3000 mètres par endroits. C’est un plateau de glace assez uniforme où peuvent s’élever des sommets rocheux. A leurs périphéries, la calotte peut se terminer en ice self ou en calottes flottantes ou l’inlandsis peut drainer des moraines jusqu’au milieu périglaciaire. . Durant les glaciations, quaternaires, les calottes ont recouvert certains continents et ont laissé des modelés et des bosselés caractéristiques, notamment dans les régions de socle granitique où l’on observe la présence de collines et de cuvettes. Sur les plaines sédimentaires, elles ont laissé un relief plus complexe (doc 18). d) Les milieux périglaciaires d’hier à aujourd’hui : . Dans les régions subpolaires, l’alternance du froid et des périodes plus douces, conjuguée à la quasi absence de végétation fait que l’érosion est active, surtout en printemps et en été lorsque les températures augmentent. . Pendant l’été, seule la partie supérieure du sol dégèle, c’est le mollisol, qui fait 1 à 2 mètres d’épaisseur. Il se trouve alors saturé en eau. L’alternance gel-dégel crée une déformation et des plissements dans le mollisol et surtout dans la période de dégel où on peu avoir l’affaissement de dépressions fermées (alas). Elles s’élargissent ensuite pendant la durée du dégel par écroulement des versants. Lors de la période de gel, il se produit des soulèvements car le sol est saturé en eau. L’alternance brasse la matière en surface. On peut avoir le long des versants un glissement des parties superficielles sur un sol gelé : c’est la coulée de solifluxion. La matière est ensuite évacuée essentiellement par l’écoulement fluvial qui n’est pas permanent (la débâcle= lors dégel et retour à l’écoulement fluvial). L’écoulement mixte glace-eau érode fortement le socle et conduit à l’élargissement des vallées (doc19). 3) Les formes spécifiques à la zone chaude : . Pour des raisons d’insolation, la zone intertropicale a en permanence des températures élevées. La saisonnalité climatique se fait par la variation des précipitations. L’occupation du sol ainsi que les modelés des versants et des milieux dépendent fortement des quantités de précipitations. a) Tropiques humides et tropiques secs : . A ces différents types de climat correspondent différents types de colonisation des milieux par la végétation. → La foret fluviale : . Elle se développe lorsque les précipitations sont abondantes et bien réparties au cours du temps (>1300 mm/an). Elle a un feuillage abondant qui intercepte les gouttes de pluie. Il y a donc moins de contact avec le sol. Les racines favorisent la pénétration des eaux en profondeur et réduisent le ruissellement en surface. L’enchevêtrement des racines maintient les particules solides du sol qui est donc épais. L’importance des précipitations peut engendrer la dissolution des éléments chimiques du sol. Ces éléments sont propices pour le développement des plantes. Ils sont entraînés en profondeur par les eaux et le sol est moins fertile en surface. C’est le processus de lessivage des sols. . Le lessivage n’entraîne pas de perte majeure de matière car seuls les éléments solubles sont enlevés. Les particules solides sont prisonnières des racines. Le sol devient plus dur au fil du temps et les pentes fortes sont maintenues. Le relief est formé de champs de collines de forme convexe avec des pentes basales assez raides. C’est un relief en demi orange. → La savane : . Quand l’eau vient à manquer pour la foret, c’est la savane qui s’installe. C’est une transition progressive avec des savanes plus ou moins arborées. La savane se développe là où la foret manque d’eau. La saison sèche y est trop longue pour le développement des arbres. C’est surtout la répartition des pluies au cours du temps qui régit cette implantation. . L’absence d’arbre génère différents types de processus : - l’effet splash : la pluie bat les sols et forme une croûte dure en surface. - Une circulation importante de l’eau dans les sols par disparition des racines. - Processus de lessivage. Les particules solides restées en surface sont du fer et de l’aluminium qui ont tendance à se souder les unes aux autres sous l’effet de l’eau et forment une carapace à la surface des sols (latérite) qui montre l’appauvrissement des sols. b) Quelques particularités de l’aridité : . L’aridité, c’est des conditions normales de manque d’eau récurrentes dans certains climats. L’aridité est responsable de l’occupation du sol et des modelés des sols et des versants. Sur un sol meuble, l’absence d’eau est à l’origine de fentes de dessiccation ou de fentes de retrait. Elles résultent du compactage du sol une fois l’eau évaporée. Lorsqu’il pleut, des éléments chimiques solubles repassent dans l’eau (calcaire, gypse). Lorsque l’eau s’évapore, ces éléments retournent à l’état solide et forment une croûte à la surface du sol. Ces croûtes peuvent faire jusqu’à 1 mètre d’épaisseur. Les reliefs sont ainsi protégés de l’érosion fluviatile. Ailleurs, l’action de ruissellement fonctionne par accots et est très efficace du fait de l’absence de végétation. Les rares pluies se concentrent dans les oueds, vallées non pérennes et bien creusées, rivières dont la durée de vie n’excède pas quelques heures. 4) Les modelés éoliens : . L’érosion fluviatile est limitée en zone aride. Dans ces zones, les processus à l’origine de l’érosion et des formes du relief sont des processus éoliens. Les modelés éoliens sont particulièrement présents en zones arides où il y a une quasi absence de végétation qui favorise la mise en mouvement des particules fines lorsque le vent est fort. . On trouve des modelés éoliens le long des littoraux et des régions périglaciaires, là où il fait trop froid ou sec pour un développement durable de la végétation. Dans les milieux arides, c’est le vent qui a l’action la plus importante, mais il ne peut déplacer que des particules très fines. Le balayage des particules fines, c’est la déflation. Une fois arrachées, elles peuvent gagner les très hautes latitudes. D’autre part, la majorité reste dans les basses latitudes et sont déplacées par des sauts successifs, c’est la saltation. Le mouvement de ces particules provoque une usure de la roche, c’est la corrasion éolienne. Elles se déposent dans les bassins où elles forment des dunes. Les régions désertiques présentent toute une gamme de modelés éoliens originaux (doc 20). On distingue les modelés d’ablation et les modelés d’accumulation. . Sur les surfaces alluviales (planes) soumises régulièrement à l’action du vent, le vent élimine le sable et les particules meubles et seules subsistent des galets et des blocs rocheux sur un sol rocheux. La corrasion éolienne peut donner forme à des modelés originaux. Le jardang est une butte effilée et dissymétrique. Une roche champignon est moins large à la basse qu’au sommet. . L’accumulation des sables se fait sous forme de dunes. C’est un univers sableux. Seuls 15% de la superficie des déserts sont composés d’ergs. .
