Chapitre 1 : LES ROCHES ET LA LITHOLOGIE

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GEOMORPHOLOGIE STRUCTURALE
TABLE DES MATIERES
INTRODUCTION
BIBLIOGRAPHIE INDICATIVE
PREMIERE PARTIE : LES ELEMENTS DE LA STRUCTURE :
GEOLOGIE, LITHOLOGIE, STRATIGRAPHIE, TECTONIQUE
FICHE CHRONOLOGIQUE
Chapitre 1 : LES ROCHES ET LA LITHOLOGIE
I) LES GRANDES FAMILLES DE ROCHES
1) Les données lithologiques
2) Les roches endogènes dites magmatiques ou éruptives
3) Les roches sédimentaires ou exogènes
4) Les roches métamorphiques ou cristallophylliennes
II) NOTIONS DE GEOLOGIE ET DE STRATIGRAPHIE
1) Notions élémentaires de la carte géologique
2) Notions de lithologie
3) Le temps en géologie et sa lecture
FICHE VOCABULAIRE TOPOGRAPHIQUE
Chapitre 2 : QUELQUES DONNEES SUR LA STRUCTURE DU GLOBE
TERRESTRE
I) Première enveloppe : le noyau
II) Deuxième enveloppe : le manteau
III) La lithosphère et la croûte terrestre
IV) Les plaques lithosphériques
Chapitre 3 : LES GRANDES UNITES DE RELIEF
I) LES CHAINES DE PLISSEMENT RECENT : LES GRANDS
DOMAINES OROGENIQUES
A) Les chaînes de subduction
B) Les chaînes de collision
C) Les grands mécanismes de l’orogenèse
II) LES DOMAINES ANOROGENIQUES
A) Les socles cristallins
B) Les principales zones de bassin
DEUXIEME PARTIE : LES RELIEFS STRUCTURAUX : LES RELIEFS
VOLCANIQUES, LES STRUCTURES SEDIMENTAIRES, LES
RELIEFS EN STRUCTURE
CRISTALLINE
Chapitre 4 : LES RELIEFS EN STRUCTURE VOLCANIQUE : VOLCANISME ET
STRUCTURES VOLCANIQUES SYNTHESE
1) les différents types d’édifices volcaniques
2) L’évolution des formes de relief volcanique
I) LES ROCHES VOLCANIQUES
II) LES TYPES D'ACTIVITÉ VOLCANIQUE
1) Les quatre types définis par A. Lacroix
2) Les types complémentaires
III) LES GRANDS TYPES DE CONSTRUCTIONS VOLCANIQUES
1) Les coulées de lave
2) Les dômes et les aiguilles d’extrusion
3) Les constructions élémentaires de scories
4) Les conglomérats et les dépôts
IV) LES FORMES DE DESTRUCTION : LES CRATERES
1) Cratères simples hawaïens
2) Cratères des cônes de scories
3) Les maars
4) Les caldeiras
V) LES FORMES D’EROSION DES VOLCANS ET DE DECHAUSSEMENT
1) Les formes d’inversion de relief
2) Les principales formes de déchaussement
Chapitre 5 : LES RELIEFS MONOCLINAUX ET LES CUESTAS
A) ASPECTS GENERAUX
B) LES STRUCTURES TABULAIRES ET LES CUESTAS
C) LES FORMES DE RELIEF EN STRUCTURES TABULAIRES
1) Les surfaces planes
2) Les vallées
3) Les abrupts d’érosion à corniche (AEC)
4) Les types d’AEC
5) Les profils d’AEC
Chapitre 6 : LES RELIEFS EN STRUCTURE PLISSEE
SYNTHESE
I) LES GRANDS TYPES DE RELIEFS
II) LES FORMES DE DETAIL
Chapitre 7 : LES RELIEFS EN STRUCTURE FAILLEE
I) LES ELEMENTS CONSTITUTIFS DE LA FAILLE
1) Description d’une faille et terminologie
2) L’âge de la faille
II) Les types de faille
1) Les déplacements horizontaux
2) Les déplacements verticaux
3) Les associations de failles
Chapitre 8 : LES STRUCTURES CRISTALLINES
SYNTHESE
DYNAMIQUE DES SYSTEMES MORPHOCLIMATIQUES SYNTHESE
BIBLIOGRAPHIE
PLAN DU COURS DE GEOMORPHOLOGIE DYNAMIQUE
INTRODUCTION
Ce cours consiste en une introduction à la Géomorphologie, science qui étudie les formes de relief et les
processus en relation avec ces formes. Elle s’appuie sur trois grands champs d’investigation :
- La Géomorphologie structurale : historiquement, en parallèle de la géologie (étude des structures rocheuses)
et de la lithologie (l’étude des roches), ce fut la première approche des Géomorphologues : tout d’abord
décrire les grands ensembles de reliefs, puis essayer de comprendre leur origine. Certains grands domaines de
reliefs, certains modelés (groupe de formes) et certaines formes dérivent directement de la structure ou du
mode de leur mise en place (volcanisme par exemple) ;
- Plus récente, la Géomorphologie dynamique a cerné après guerre les grands mécanismes d’érosion et de
construction de certains reliefs, là où la structure ne pouvait être invoquée, à l’image du creusement effectué
par un glacier où l’édification d’une dune ;
- Enfin, la Géomorphologie climatique a permis de mettre en valeur plus récemment encore les liens étroits qui
unissent certaines formes de reliefs et les climats qui les abritent. En d’autres termes, certaines formes de relief
à conditions structurales proches ne peuvent apparaître que dans un contexte climatique donné (exemple : tour
karstique (relief calcaire) en Chine, Baie d’Along au Viet Nam…)
Cette année, seul le premier champ sera abordé, même si parfois il n’est pas toujours aisé de séparer les trois
domaines. Il faut donc retenir que contrairement aux géologues qui vont s’intéresser principalement aux roches
et à leurs conditions de mise en place, le Géomorphologue s’attache à décrire et à comprendre la forme
du relief pour en comprendre dans un second temps la genèse, c'est-à-dire la mise en place. On parle à ce titre
de la morphogenèse, c’est-à-dire les grands mécanismes et les principaux facteurs qui expliquent l’origine
d’une forme de relief. On l’aura compris : la Géomorphologie appartient aux géosciences ou sciences de la
Terre et va puiser dans bien des domaines scientifiques les outils dont elle a besoin pour étudier les formes de
relief :
o Géologie
o Lithologie
o Tectonique,
o Hydrologie, etc.
Et la liste est sûrement bien plus longue. En tant qu’universitaire, et a fortiori en première année, on se doit de
lire et d’acquérir rapidement des bases solides dans cette discipline comme dans d’autres. Cela permet de se
constituer rapidement une culture dans chaque grand domaine de la Géographie. Pour se faire, on s’appuiera
sur la bibliographie non exhaustive indiquée ci-dessous. On choisira en premier les ouvrages à consulter en
priorité, avant de compléter le cas échéant, en fonction de la nécessité ou de l’envie, dans ceux présentés en
bibliographie complémentaire.
PREMIERE PARTIE : LES ELEMENTS DE LA STRUCTURE :
GEOLOGIE, LITHOLOGIE, STRATIGRAPHIE, TECTONIQUE
FICHE CHRONOLOGIQUE
Figure 1 : échelle chronostratigraphique internationale.
En géomorphologie, l’essentiel des dynamiques et de la mise en place des
grands ensembles de relief s’effectue sur le temps long, c’est-à-dire sur une échelle
de temps bien au-delà de celle d’une vie humaine. Pour se faire, il est important de
se référer régulièrement à une échelle chronostratigraphique. Cette échelle retrace
les grandes divisions ou ères géologiques indiquant souvent des changements
majeurs de conditions de dépôt ou d’érosion à l’échelle planétaire.
Parmi l’exemple fourni, on retiendra les grandes subdivisions :
- Erathème (plus connu sous le nom d’ère géologique) : paléozoïque,
Mésozoïque, etc.
- Le niveau système : Crétacé, Jurassique, ... On parle aussi d’ère crétacée ou
d’ère jurassique également.
- Et au besoin, en fonction de l’étude des cartes géologiques, on s’intéressera à
l’étage. Il n’est pas nécessaire d’apprendre tous les étages et leurs âges
absolus correspondants. Il faut se servir de cette échelle comme d’un repère
pour savoir où l’on se situe dans le temps, dans quel étage, dans quelle série,
etc. Cela permet de savoir que par exemple, le Jurassique est plus ancien que
le Crétacé, qu’il commence il y a 200 Ma (millions d’années) et qu’il se termine
il y a environ 145 Ma, tous les deux appartenant au Mésozoïque.
- Attention enfin : le Jurassique ou le Crétacé par exemple prennent une
majuscule quand ce sont des noms, mais pas quand il s’agit d’adjectifs :
calcaires jurassiques, craie crétacée ...
Pour le reste des définitions, il faut se reporter au chapitre consacré aux
roches et à la lithologie.
Chapitre 1 : LES ROCHES ET LA LITHOLOGIE
C’est un des éléments essentiels des reliefs structuraux. Il s’agit ici de
présenter les grandes familles de roches et leur origine. Leur comportement face à
l’érosion sera abordé au fur et à mesure de l’étude des formes de relief. Il est
indispensable de maîtriser quelques grandes notions de géologie. Très souvent, leur
origine et leur mise en place déterminent ensuite leur comportement face à l’eau et
aux agents d’érosion, plus ou moins résistants.
La structure géologique relève d'une part de la pétrologie (du grec petra,
roche) ou lithologie (du grec lithos, pierre) qui concerne les roches et leur genèse, et
d'autre part de la tectonique (du grec tekton, constructeur) qui concerne la
disposition acquise par les roches après leur formation du fait des mouvements de
l'écorce terrestre. L'étude des mouvements de l'écorce terrestre est du domaine de la
géodynamique interne.
I) LES GRANDES FAMILLES DE ROCHES
1) Les données lithologiques
On appelle roche tout constituant minéral de l'écorce terrestre. Ex. : granite,
basalte, calcaire... Un minéral est un corps solide de composition chimique définie et
stable. Ex. : le quartz, SiO2 c'est du dioxyde de silicium. Un minéral peut se présenter
sous deux formes :
- à l'état cristallin, c'est à dire à l'état de cristal, les atomes sont disposés de
façon régulière, en réseau, ce qui donne au cristal une forme propre : cube,
rhomboèdre (cristal dont les 6 faces sont des losanges égaux) ;
- à l'état amorphe (littéralement « sans forme »), les atomes sont disposés de
façon anarchique et aucun cristal ne se forme. C'est la vitesse de refroidissement du
magma qui détermine la cristallisation du minéral. Plus la vitesse est grande moins il
y aura de développement possible des cristaux. Une roche comme le granite, est
généralement constituée de différents minéraux suivants : quartz, feldspaths
(silicates d'alumine calciques, potassiques, sodiques), micas (biotite ou muscovite).
Généralement on distingue 3 grandes familles de roches :
- les roches endogènes ou magmatiques,
- les roches exogènes ou sédimentaires
- les roches métamorphiques ou cristallophylliennes.
2) Les roches endogènes dites magmatiques ou éruptives.
Ces roches naissent de la consolidation de matières fondues d'origine
profonde (magmas). Lorsque la consolidation s'opère en surface, on parle de roches
volcaniques (acide ou basique, type basalte ou rhyolite) ; si la consolidation s'opère
en profondeur, au coeur de l'écorce terrestre, on parle de roches plutoniques
(granite).
La silice (Si) est le constituant fondamental de ces roches. 9/10e des
minéraux sont constitués de silice et appartiennent de ce fait à la famille des
silicates. Dans les roches acides, la teneur en silice est > 65% (granites). Dans les
roches basiques la teneur en silice est < 52% (basalte). Entre les deux, on trouve
toute une série de roches, comme les andésites par exemple.
Ces différentes familles de roches proviennent de modes de gisement
différents. On entend par mode de gisement l’origine et la façon dont se mettent en
place les roches :
- pour les volcanites ou roches volcaniques : il y a remontée du magma à
partir du manteau par des fissures dans l'écorce terrestre et expulsion à l'air
libre selon des modalités diverses : c'est le volcanisme et ses différents types
d'activités. (cf. chapitre sur le volcanisme).
- pour les plutonites ou roches plutoniques : il y a intrusion de magmas
dans l'écorce terrestre avec stabilisation entre 600 et 6000 m de profondeur.
Ces corps massifs qui recoupent les roches encaissantes portent des noms
différents selon leur morphologie et leur structure : batholites, laccolites, sill...
Leur affleurement, c'est-à-dire leur apparition à la surface, nécessite des
déformations de l'écorce et une longue érosion (plusieurs millions d'années).
3) Les roches sédimentaires ou exogènes.
Elles sont le résultat de la transformation des dépôts de sédiments au fond
des mers, ou dans les zones en creux des continents (lacs, cuvettes). Ce processus
de transformation est appelé diagenèse (littéralement «formation à travers »). C’est
un ensemble de processus (pression, température, échanges chimiques,
cristallisation, etc.) qui modifient les sédiments en roches.
Les roches sédimentaires peuvent avoir 3 origines :
- origine détritique : elles dérivent de la destruction des constituants originels
de l'écorce terrestre : cela donne des sables (roches meubles), des grès
(roche cohésive) ;
- origine organique : elles naissent de l'accumulation d'organismes morts
(houille, craie) ou de l'édification de structures par des organismes vivants
(coraux, calcaires d'algues) ;
- origine chimique : elles proviennent alors de la précipitation de substances
en solution (silex, radiolarites, sel gemme, phosphates).
Le transport de ces sédiments est associé à l'érosion qui peut être
sommairement décrite de la façon suivante :
- sous l'effet de processus physiques, chimiques et biologiques les roches qui
composent la surface terrestre sont fragmentées, désagrégées, dissoutes.
- Les eaux courantes et le vent grâce à leur énergie cinétique usent et
entraînent les débris ainsi produits, du galet à la plus petite des particules.
- Dès que la vitesse des eaux courantes ou du vent diminuent les matériaux
se déposent et s'accumulent, le long des rivières, au fond des lacs, sur le
littoral, sur le fond des mers et des océans. Ce sont ces dépôts qui, au cours
des temps géologiques, se compactent et donnent les roches
sédimentaires (diagenèse).
Chaque roche sédimentaire se caractérise par la prédominance d'un minéral
qui détermine le nom de la roche : ex. : calcaire, carbonate de calcium. Les
principales roches sédimentaires sont les calcaires, les sables et les argiles qui
représentent à eux trois 98 à 99 % des roches sédimentaires. Les roches
sédimentaires constituent 5% de la lithosphère mais couvrent 75% des continents.
Leur épaisseur moyenne dépasse très rarement les 1000 m, sauf dans certaines
structures géologiques bien particulières comme les géosynclinaux au pied des
montagnes récentes, c’est-à-dire des énormes cuvettes remplies de plusieurs milliers
de mètres de sédiments.
Etant issues d'une sédimentation ces roches se disposent généralement en
couches horizontales appelées strates. La stratigraphie est la science qui décrit
les strates et établit leur ordre de succession à l'échelle du globe. La stratigraphie
permet des datations relatives des formations géologiques partant du principe que,
sauf déformation, une couche est d'autant plus jeune qu'elle se situe vers le
haut de la série. On établit alors une échelle chronostratigraphique à partir de
l’ensemble des strates identifiées de part le monde (ex Perm, capitale de l’Oural en
Russie a donné le Permien, Cognac en Charentes a donné le Cognacien (ère
crétacée). En utilisant certaines méthodes (isotopes radioactifs), on détermine alors
l’âge absolu des roches (en millions d’années, voire en milliards d’années pour les
plus anciennes).
4) Les roches métamorphiques ou cristallophylliennes.
Elles proviennent de la transformation des roches endogènes et
sédimentaires sous l'action de processus déclenchés par la chaleur interne du globe,
les pressions internes, les remontées magmatiques. L'ensemble de ces processus
est qualifié de métamorphisme (vient de métamorphose - littéralement
« transformation à travers »). Cette transformation consiste en une recristallisation
effectuée selon une certaine direction, si bien que les cristaux vont être orientés et
souvent disposés en lits visibles à l'oeil nu (migmatites).
On distingue 2 types principaux de roches métamorphiques issues de 2 types
de métamorphisme :
- tout d'abord le métamorphisme de contact qui survient lors de la montée à
travers la croûte terrestre d'une masse granitique en fusion appelée pluton
granitique. Au contact du pluton, les très fortes températures modifient les
roches encaissantes et donnent naissance à des roches dites cornéennes.
Ce métamorphisme n'affecte qu'une faible épaisseur - quelques centaines de
mètres, parfois 2 ou 3 km - des roches dans lesquelles s'encaisse le pluton,
d’où le terme de contact : les roches ne se modifient qu’à son contact.
- le métamorphisme général ou régional : il s’effectue en profondeur et
participe au cycle géochimique dans la lithosphère. En simplifiant, on peut dire
que les roches, quelles qu'elles soient peuvent être entraînées en profondeur
lors de la formation des chaînes de montagne. Elles subissent alors des
modifications de leur composition chimique et de leur structure, des
modifications d'autant plus importantes que la profondeur à laquelle elles sont
entraînées est grande. Le stade ultime étant l'état de magma granitique,
magma qui peut ensuite revenir à la surface sous forme de pluton.
Parmi les roches métamorphiques les plus courantes sont : les leucogranites
(granites blancs), les gneiss, les leyptinites, les schistes mais aussi les marbres
(calcaires métamorphisés). Notez que beaucoup d'auteurs rassemblent sous le
vocable de roches cristallines les roches plutoniques et les roches métamorphiques,
du fait de leur structure cristalline. Ce sont en général des roches particulièrement
résistantes.
II) NOTIONS DE GEOLOGIE ET DE STRATIGRAPHIE
Une carte géologique présente sur un fond de carte topographique, une
série de taches de couleurs différentes et de dimensions plus ou moins grandes.
Chacune de ces couleurs correspond à une roche affleurant issue des grandes
familles présentées ci-dessus. En fait, ces roches ne sont pas immédiatement
visibles ; leur surface est altérée et forme la terre végétale. En d’autres termes, ces
roches reposent souvent sous un sol (on parle aussi d’horizons pédologiques), plus
ou moins profond qu’il convient de décaper pour mieux connaître la roche sousjacente.
La carte géologique est un document important pour l'étude de l'écorce
terrestre en ce sens qu’elle fournit beaucoup de renseignements sur la structure
lithologique, tectonique, et sur l’évolution paléogéographique, c’est-à-dire sur
l’évolution du secteur depuis sa mise en place jusqu’à aujourd’hui. Cependant, son
élaboration est faite par les géologues et elle répond à des besoins différents de
ceux des géographes. Sa lecture et son interprétation sur la base des coupes
géologiques ou des croquis constituera l’essentiel des objectifs de TD de
géomorphologie cette année. La lecture d’une carte géologique demande des
qualités d'observation et un bon sens.
1) Notions élémentaires de la carte géologique
Comme toutes les cartes, la carte géologique a :
- Un nom et des indications permettant de la situer en France d'où sont tirées
toutes les cartes utilisées. Exemple : NEUF-MARCHE : extrait de la carte au
1/50000e de l'IGN. Gournay (XXI-11). Contours géologiques adaptés de la
carte géologique au 1/80.000e de ROUEN ;
- Une échelle numérique et kilométrique. Exemple : NEUF-MARCHE :
1/50.000e :1 cm sur la carte = 500 m sur le terrain ;
- Des courbes de niveaux : maîtresses, secondaires et parfois intercalaires ;
- Une équidistance des courbes de niveaux qui est la distance et l'altitude
constantes entre 2 courbes de niveaux successives ;
- Des points cotés, c’est-à-dire des cotes d’altitude exprimées en mètres,
indiquant l’élévation du terrain, sa hauteur ;
- Une légende qui indique les terrains sédimentaires du plus jeunes (en haut de
la succession) au plus âgés (en bas de la succession).
Figure 2 : extrait de la carte géologique 1/250000e de Montpellier - BRGM 2001.
2) Notions de lithologie
Les taches de couleurs différentes que l’on retrouve sur la carte géologique
indiquent les terrains (sur l’exemple de Montpellier des terrains de nature
sédimentaire) qui se sont constitués à partir des roches ou des matériaux
préexistants le plus souvent arrangés en couches ou strates.
On appelle couche la plus petite division lithologique limitée par deux surfaces
approximativement parallèles. La couche est une unité de sédimentation
élémentaire limitée par deux plans, deux limites ou plans stratigraphiques
soulignés par des joints, d'où l'appellation de strates.
- quand l'épaisseur d'une strate est inférieure à 2 mm on parle de feuillets (par
exemple pour les argiles),
- quand l'épaisseur est de quelques cm on parle de lits (lits de cailloutis par
exemple),
- quand il s'agit de plusieurs m on parle de bancs (situation fréquente dans les
calcaires, on parle de bancs calcaires).
Le sommet d'une couche est appelé toit et la base est appelé mur. Ces deux
surfaces (le toit et le mur) sont généralement parallèles, mais elles peuvent être
recoupées par la surface topographique sous l'action de l'érosion. Les intersections
ou contours délimitent alors l'affleurement de la couche. Les couches peuvent ne pas
être continues. Quand le toit et le mur se rejoignent on dit qu'ils se terminent en
biseau, ou les couches sont biseautées ou il y a biseautage.
Figure 3 : Affleurements de roche, stratification et lecture du temps : ici les strates les
plus basses sont les plus anciennes.
3) Le temps en géologie et sa lecture
· La formation géologique :
Une formation géologique est une série de couches sédimentaires
géographiquement définies par un nom et présentant un ensemble de caractères
lithologiques et paléontologiques (présence de fossiles issus d’anciens êtres vivants
animaux ou végétaux) suffisants pour être régionalement un élément repère. Cette
définition se fonde sur les 3 principes de superposition, de continuité et d'identité
paléontologique que l’on verra plus tard.
Les formations portent en général des noms des lieux où elles ont été pour la
première fois observées grâce à la présence d'affleurements visibles de leurs roches.
Lorsqu’un une formation ou un groupe de formations est identifié, elle prend le nom
de stratotype. Par définition, le stratotype est l'affleurement-type (étalon) qui permet
de définir un étage de l'échelle stratigraphique, système présenté en début de cours,
servant à dater les strates.
· L’étage stratigraphique :
Les stratotypes donnent leurs noms à une division fondamentale du temps :
l'étage. L'étage correspond à une unité chronostratigraphique caractérisé par un
ensemble de critères liés à la paléontologie, à la lithologie et à la structure de valeur
universelle, c’est-à-dire que l’on est susceptible de retrouver en dehors du secteur où
on l’a étudié. Le nom d’un étage est obtenu en ajoutant le suffixe IEN au nom du lieu
géographique où se trouve le stratotype (Cognacien, Permien).
Figure 4 : exemple de stratification complexe de roches avec sédimentation des
niveaux supérieurs, intrusion de roches et discordances angulaires.
Exemple : le Crétacé comporte des formations divisées en 12 étages
différents, chaque étage représentant un type de roche particulier. On dit alors qu'il y
a 12 étages dans le Crétacé ou 12 stratotypes. Chaque étage, chaque stratotype
prend le nom du lieu géographique du stratotype. Ainsi :
- le 5e étage est l'Aptien constitué de calcaires et de marnes découvert dans
la ville d'Apt située dans la région de Provence-Alpes-Côte d'Azur ;
- Le 6e étage est l'Albien : des sables verts d'Aube (une rivière française, un
des quatre plus gros affluents de la Seine),
- Le 12e étage est le Maastrichtien (appelé Maestrichtien jusqu'en 1980) : de
la craie de Maastricht, la plus grande ville et capitale de la province du
Limbourg aux Pays-Bas.
· L’époque (ou Série) :
Une époque géologique ou série stratigraphique renvoie, sur l'échelle des
temps géologiques, à une division d'une période géologique ou système. Les
sédimentations sont très souvent liées aux avancées ou aux reculs de la mer pour un
lieu donné. Une époque se compose de l'ensemble des étages compris entre une
transgression (avancée du niveau marin) et une régression (recul du niveau marin).
Exemple : Le Crétacé supérieur regroupe les séries après la transgression et le
Crétacé inférieur les séries avant la transgression.
· La période (ou Système) :
Plusieurs séries (constituées d'étages) forment une période géologique, ou
plus simplement période. Équivalent temporel du « système » utilisé en stratigraphie
pour définir les strates et les fossiles, une période géologique représente une division
d'une ère sur l'échelle des temps géologiques.
· L’ère géologique et l’éon :
Une ère géologique est une subdivision d’un éon. On appelle éon une très
longue période de temps, de durée arbitraire. Dans l’échelle des temps géologiques,
l’histoire de la Terre est divisée en quatre éons. Il s’agit dans l’ordre chronologique
des suivants : Hadéen, Archéen, Protérozoïque, Phanérozoïque.
Les trois premiers dans l’ordre chronologique, qui représentent environ quatre
milliards d’années, sont souvent regroupés sous le terme de Précambrien. Quant au
Phanérozoïque, qui s’étale sur près de 550 millions d’années, il se subdivise en
ères :
Figure 5 : échelle de temps et grands évènements intéressant le vivant sur notre
planète. L’échelle se lit de droite à gauche.
- le Paléozoïque anciennement dénommé ère primaire,
- le Mésozoïque anciennement dénommé ère secondaire,
- le Cénozoïque qui couvre les anciennes dénominations du Tertiaire et
Quaternaire.
d) Les notations de la carte géologique
Pour traduire la stratigraphie, les cartes géologiques utilisent deux procédés :
- de la couleur dans une large gamme pour qu'il n'y ait pas de confusion ; sur
l’exemple de Montpellier, le Mésozoïque est en bleu (Jurassique) et vert
(Crétacé), le Cénozoïque plus récent en teintes plus chaudes ;
- Une notation universelle avec comprenant :
· des lettres conventionnelles : C : Crétacé; J : Jurassique ; L : Lias : une
série du système du Jurassique, etc.
· des exposants en chiffres arabes pour les étages au sommet de la
série: J1 Callovien, J2 Oxfordien, J3-4 Séquanien. Il s'agit des étages
au sommet de la série du Malm, dans le système du Jurassique à l'ère
secondaire ou Mésozoïque.
· Des indices en chiffres romains pour les étages de la base : CVI
Berriasien, CV Valanginien ; CIV Hauterivien. Il s'agit des étages à la
base des séries du système du Crétacé Inférieur de l'ère secondaire.
· Les notations telles que :
J6-5 exprime qu'il n'y a pas été possible de différencier les
terrains par l'âge mais ils sont du Jurassique (J),
J2a ou J2b : veut dire qu'il y a une possibilité de subdivision de
l'étage avec un faciès au sommet de l'étage et un autre à la
base.
Au total, on retiendra qu’il est important de connaître l’origine des roches et
leur appartenance à quelle grande famille. Il est bon également d’avoir quelques
grands repères chronologiques : chaque changement important de période indique
souvent une « crise » c’est-à-dire à un bouleversement important des équilibres de
notre planète. Cela se traduit par l’extension de la majeure partie des espèces
vivantes, apparaissant dans un étage parfois sous la forme de fossiles puis
disparaissant dans l’étage suivant. Les crises anciennes sont mal connues mais les
plus récentes, comme par exemple celle provoquant l’extinction des dinosaures
indiquent des évènements violents (volcanisme exacerbé, impact météoritique, ...).
On dénombre au moins une bonne dizaine d’accidents majeurs tout au long de
l’histoire de notre planète.
FICHE VOCABULAIRE TOPOGRAPHIQUE
Sans être exhaustif, voici une petite liste de vocabulaire indispensable à la
compréhension et à la description de la topographie. Ces notions vous aideront à
bâtir un profil et un commentaire topographique. D’autres termes de vocabulaire
seront abordés au fil des différents chapitres. On se reportera pour un dossier aux
deux ouvrages suivants (la fiche de vocabulaire est extraite du premier ouvrage) :
o ARCHAMBAULT M., LHENAFF R., VANNEY. J.R., 1995 –
DOCUMENTS ET METHODES POUR LE COMMENTAIRE DE
CARTES (géographie et géologie) : principes généraux, 2è éd., Ed.
Masson 102 p + 19 planches hors texte.
o ARCHAMBAULT M., LHENAFF R., VANNEY. J.R., 1991 –
DOCUMENTS ET METHODES POUR LE COMMENTAIRE DE
CARTES (géographie et géologie) : Les reliefs structuraux, 2è éd., Ed.
Masson 166 p. + 21 planches hors texte.
· Butte : Eminence ou relief à sommet plat et à versants raides, au moins dans
sa partie haute. Sa base est toujours plus grande que son sommet. Dans
certaines définitions, la butte est assimilée à une petite colline.
· Colline : Eminence ou relief de forme plus ou moins circulaire à sommet
arrondi et à versants en pente douce. Une petite colline isolée est un
monticule (expression peu employée).
· Cuvette : Dépression fermée, plus ou moins circulaire présentant des pentes
convergent vers son fond.
· Interfluve : c'est le relief séparant deux vallées voisines. Il peut être plus ou
moins large et présenter des formes diverses :
o - une croupe est un interfluve de forme convexe ;
o - une crête est un interfluve caractérisé par le recoupement, suivant un
angle plus ou moins aigu, de deux versants. Si l'angle est
particulièrement vif on parle d'arête.
· Ligne de crête : la ligne joignant les points hauts d'un interfluve est la ligne de
faîte ou ligne de crête. Celle-ci peut présenter une succession de sommets
(points hauts de la ligne de crête) et cols (points bas de la ligne de crête). La
ligne de faîte peut être une ligne de partage des eaux si elle sépare deux
bassins hydrographiques.
· Montagne : C'est un volume saillant avec son corollaire la pente. Ce sont
donc des régions élevées et présentant de grandes dénivellations variant
constamment le long d'un même versant, des pentes longues et raides reliant
des crêtes élevées à des vallées profondes. Une montagne se caractérise par
son altitude, son aération, c'est–à–dire à la fois la largeur et la profondeur des
vallées, par l’orientation et la forme de ses crêtes, par la disposition de son
réseau hydrographique.
· Pente : Ensemble des points formant l’inclinaison d’un versant. Cette pente
présente une déclivité plus ou moins forte, la déclivité étant la différence entre
le haut et le bas d’un versant. Elle se calcule en mètres, en pourcentage ou en
degrés.
· Plaine : c'est une surface plane ou légèrement ondulée sur laquelle les
rivières coulent à fleur de sol. Les dénivellations sont donc très faibles et les
pentes infimes. Une plaine se caractérise par son altitude, son inclinaison, sa
plus ou moins grande platitude résultant de la densité du réseau
hydrographique.
· Plateau : c'est une surface plane ou légèrement ondulée dans laquelle les
cours d'eau sont encaissés. Un plateau se caractérise par son altitude, son
inclinaison, l'encaissement et la forme de ses vallées, la dissection plus ou
moins grande de sa surface par le réseau hydrographique.
Remarque :
1) Plaines et plateaux se différencient par l'encaissement des rivières et
non par l'altitude.
2) Plaines et plateaux peuvent être réduits à l’état de collines par une
dissection poussée.
· Talus : Pente abrupte reliant deux reliefs d’altitude différente. Un talus raide
est souvent appelé escarpement. Un talus se caractérise par :
o son tracé plus ou moins rectiligne ou sinueux. Dans ce dernier cas, les
éperons ou promontoires sont les parties saillantes délimitées par des
indentations profondes. Les entailles inverses constituent les rentrants
du talus,
o sa dénivellation mesurant la différence d'altitude entre le haut et le bas
du talus ;
o son profil ou forme de la pente. On appelle abrupt ou corniche une
pente très raide située à la partie supérieure du talus.
· Talweg : Ligne théorique formée par les points les plus bas d’une vallée. C’est
souvent dans cet espace que coulent les rivières. En montagne, son opposé
est la ligne de crête.
· Vallée, vallon : sillon incliné, plus ou moins régulièrement, mais toujours dans
le même sens, de l'amont vers l'aval, résultant du recoupement vers le bas de
deux pentes en sens contraire, dites versants, le long d'une ligne de points
bas dite talweg. Le modelé d’une vallée se caractérise par :
o son ampleur : un vallon est une vallée courte, peu profonde et étroite –
un ravin est une simple incision sur une pente forte ;
o son tracé qui peut être rectiligne ou sinueux ;
o la forme et la pente de ses versants, la forme et la largeur de son fond :
une gorge est une vallée profonde et étroite aux versants raides. Une
auge est une vallée large, à fond plat et à versants abrupts. Une vallée
dissymétrique présente des versants de pente inégale (souvent dus à
des différences de structures géologiques) ;
o la présence ou l’absence de drainage (en son absence, on dira : vallée
sèche) ;
o dans le cas d'une vallée drainée, par les caractéristiques de
l'écoulement :
la largeur du lit (chenal dans lequel s'écoulent les eaux),
un chenal unique ou multiple : chenaux anastomosés (se
divisant et se rejoignant fréquemment),
un lit rectiligne ou sinueux. On appelle méandre un tracé qui
s'écarte, sans raison évidente, de la direction de l'écoulement
pour y revenir après avoir décrit une courbe prononcée. On
distingue les méandres encaissés – la vallée présentant des
méandres à la même échelle que ceux de la rivière – des
méandres divagants qui n’intéressent que la rivière,
indépendamment de la vallée.
· Versant : Ensemble des pentes d’un relief, d’une montagne. On parle selon
l’intensité des formes, de versant abrupt (vertical), de versant raide, de versant
rectiligne, à pente douce, etc.
Chapitre 2 : QUELQUES DONNEES SUR LA STRUCTURE DU GLOBE TERRESTRE
Pour bien comprendre comment s’ordonnent les grands reliefs à la surface du
globe, il est nécessaire de connaître la structure interne du globe terrestre.
Rappelons pour informations, que la connaissance de cette structure est relativement
récente est s’appuie sur la théorie de la « dérive des continents » mise au point par
le météorologue A. Wegener. Il fut l’un des premiers en effet à envisager la
dislocation en plusieurs morceaux ou plaques d’un continent initialement unique
prénommé la Pangée. Cette théorie de la « tectonique des plaques » a été
précisée dans ses mécanismes par l’exploration et la cartographie des fonds
océaniques entreprises après la Seconde Guerre Mondiale.
La structure interne de la Terre est connue grâce à des indications apportées
par la propagation en profondeur des ondes sismiques, véritable échographie de la
planète ; ces données sont associées à l'analyse des variations de la gravité, du
champ magnétique et du flux de chaleur dans des modèles complexes. Les
géophysiciens ont ainsi identifié des discontinuités séparant trois grosses
enveloppes d'épaisseur et de densité différentes.
Figure 6 : Structure du globe terrestre et ses différents niveaux : graine, noyau,
manteau lithosphérique (d'après Graines de sciences 1, Le Pommier, 1999).
I) Première enveloppe : le noyau
1) Rappelons que la Terre possède un rayon proche de 6 400 km. Le
noyau de la Terre se situe entre 2 900 et 6 400 km de profondeur,
soit donc un rayon d'environ 3 500 km ; sa limite externe est définie
par la discontinuité de Gutenberg. C'est une masse sphérique très
dense (9,7), elle est opaque aux ondes sismiques et présente les
propriétés d'un liquide à pression et température très élevées (3 100
à 2 800 °C).
2) Elle entoure une masse interne, la graine, probablement solide, de 1
300 km de rayon, située entre 5 100 et 6 400 km de profondeur et
dont on ne connaît que peu de chose sur sa structure véritable. C'est
le mouvement de rotation du noyau autour d'un axe qui crée le
champ magnétique terrestre par effet de dynamo.
II) Deuxième enveloppe : le manteau
Le manteau représente 80 % du volume du globe, il forme une enveloppe dont
l’épaisseur totale est d'environ 2 900 km. Sa composition est ultrabasique, c'est-àdire
formée de silicates ferromagnésiens. Sa température décroît vers l'extérieur (de
2 800 à 1 800 °C), ce qui modifie l'état physique d e la matière.
Ainsi apparaissent trois ceintures de plasticité et d’épaisseur très inégales :
1) en profondeur, la mésosphère forme une masse rigide épaisse de 2
680 km ;
2) elle est enveloppée par l'asthénosphère, couche visqueuse épaisse
de 200 km et animée de lents mouvements de convection. Cette
couche est particulièrement importante dans la dynamique interne de
la Terre, puisqu’elle est responsable en grande partie de la mobilité
des plaques lithosphériques ;
3) le manteau supérieur « moins chaud » est rigide, il est en partie
solidaire de la croûte et son épaisseur est très variable.
III) La lithosphère et la croûte terrestre
La croûte est identifiée au-dessus d'une discontinuité nette, le moho, dont la
profondeur varie entre 8 et 40 km. C'est la partie superficielle rigide, constituée
principalement de silicates ; on distingue deux types, de nature et d'origine
différentes.
- La croûte continentale est épaisse de 35 km en moyenne ; sa
composition est proche du granite en surface (densité 2,7) ; mais elle
devient plus basique et plus dense vers le bas.
- La croûte océanique, plus homogène, est formée de matériel plus
basique (basaltes et gabbros) de densité 3 ; elle est épaisse de 7 km
en moyenne et surmontée par une tranche d'eau d’épaisseur
moyenne proche de 4 km.
Figure 7 : les différentes plaques lithosphériques et leur vitesse de déplacement (extrait
de Demangeot, 1999).
La lithosphère correspond à l'enveloppe externe regroupant la croûte et la
partie supérieure du manteau « plus froid » et plus rigide. Cet ensemble hétérogène
dans sa composition est solidaire sur le plan mécanique puisqu'il est peu déformable
au-dessus des couches plastiques du manteau moyen. Son épaisseur atteint 150 km
sous les continents; et seulement 50 km sous les océans ; il est divisé en unités
lithosphériques, les plaques.
Figure 8 et 9 : Les plaques tectoniques en mouvement - formation de la croûte océanique au
niveau d'une dorsale et disparition au niveau d'une zone de subduction.
IV) Les plaques lithosphériques
La Terre se découpe en grandes plaques, unités lithosphériques qui couvrent
plusieurs milliers de km2 (Fig. 2). Elles sont définies par des lignes de discontinuités
identifiées soit dans les dorsales médio-océaniques, soit dans des zones
d'affrontement ou encore dans des lignes de suture continentale ; ces frontières
géophysiques sont caractérisées par une activité sismique et volcanique très
importante.
On distingue ainsi 7 à 8 plaques lithosphériques principales :
- la plaque africaine ;
- la plaque eurasiatique ;
- la plaque nord-américaine
- la plaque sud-américaine ;
- la plaque antarctique ;
- la plaque indo-australienne ;
- la plaque sud-pacifique ;
- la plaque nord-pacifique.
Ces vastes unités sont composites puisqu'elles associent des portions de
croûte continentale et océanique ; seule exception, la plaque pacifique est
entièrement constituée par un substrat océanique.
L'assemblage est complété par des unités plus petites situées dans des
configurations complexes : ce sont les plaques Juan de Fuca, Nazca et Cocos,
fragments océaniques qui bordent l'ouest des Amériques ; les plaques Caraïbes,
Scotia et Philippines, qui forment des plaques marginales dédoublant des lignes de
collision ; les microplaques arabique, iranienne, turque et égéenne, fragments
continentaux dissociés entre l’Afrique et l’Eurasie.
Chapitre 3 : LES GRANDES UNITES DE RELIEF
Il s’agit dans ce chapitre de mettre en exergue les grandes structures qui
organisent le relief à la surface de la Terre. Par là même, il s’agit également
d’expliquer la genèse de ces grandes structures et leur destruction progressive au fil
du temps par l’érosion.
En effet, tout volume topographique, fût-il d'altitude modeste, se trouve
potentiellement exposé à l'action de processus d'attaque et à un enlèvement de
matière dès lors qu'il se situe en hauteur par rapport au du niveau de base1 - plan
représenté à quelque moment de l'histoire géologique - par l'océan Mondial.
Quelques rappels :
· la surface des terres émergées est de 149 millions de km2, et leur
volume au-dessus du niveau de la mer est de 130 millions de km3
(compte tenu d’une altitude moyenne de 875 m) ;
· les cours d'eau entraînent annuellement dans les océans 6,5 km3 de
sédiments provenant de l'attaque de la croûte continentale dont la
densité est de 2,8. À ce rythme, les terres émergées seraient arasées
en 20 millions d’années (Ma), si le globe n'était continuellement affecté
par des soulèvements auxquels les grands ensembles de relief, de
dimensions planétaires, continentales ou régionales, doivent leur
existence, leur localisation et leurs dimensions. Ces grands
soulèvements montagneux sont dénommés « orogenèse ».
· Ces unités de premier ordre se ramènent à deux catégories
fondamentales : les domaines « orogéniques », ceux des plus hautes
montagnes (22,5 % des terres émergées), et les domaines «
anorogéniques » des aires continentales stables (77,3 %),
éventuellement lézardées de fossés intracontinentaux (0,2 %).
I) LES CHAINES DE PLISSEMENT RECENT : LES GRANDS DOMAINES OROGENIQUES
1) Les grandes chaînes de montagnes ne sont pas distribuées de manière
quelconque puisqu'elles se localisent soit à la limite des masses
continentales et des aires océaniques, et on les désigne sous le nom de
chaînes « liminaires », soit entre des masses continentales à
l'emplacement d'anciennes aires océaniques disparues, et on parle de
chaînes « intercratoniques2 ».
1 Niveau de base : point le plus bas vers lequel convergent les eaux continentales et qui guident une
grande partie des processus érosifs. On parle de niveau de base planétaire pour les océans, plus
régional pour les grands fleuves, plus local pour les rivières, etc.
2 Craton : grande plate-forme constituée de matériaux très anciens et peu déformés.
2) À l'échelle planétaire, ces chaînes se répartissent en deux fuseaux
montagneux :
· la ceinture péripacifique se situe à la convergence de la plaque
pacifique, et, d'une part, des plaques nord- et sud-américaines à l'est,
et, d'autre part, des plaques eurasiatique et australienne à l'ouest;
· la ceinture téthysienne tire son nom de la vaste mer, la Téthys, qui
occupait une vaste et profonde échancrure à l'est de la Pangée à la
latitude de l'équateur ; elle englobe les chaînes de plissement
développées dans la zone de convergence de la plaque eurasiatique et
des plaques africaine et indienne.
3) Ces deux principales lignes de relief, qui se rejoignent à l'ouest dans les
Caraïbes et à l'est en Indonésie, sont liées à des convergences de
plaques, dans les domaines de collision ou de subduction, convergence
qui conduit à un épaississement de la croûte continentale.
A) Les chaînes de subduction
1) Les chaînes de subduction constituent l'une des deux principales lignes de
relief qui parcourent la surface de la terre, à l'exemple de la cordillère des
Andes qui s'étend sur plus de 60° de latitude le lo ng de la bordure occidentale
de l'Amérique du Sud, et sur une largeur de plus de 500 km depuis la fosse
péruano-andine jusqu'à l'avant-pays andin. La plaque océanique Nazca
disparaît sous la lithosphère continentale de la plaque sud-américaine, et la
subduction, dont le plan est généralement peu incliné, est marquée sur le
continent par un important magmatisme dit « andésitique 3».
2) La subduction n’impose pas toujours un régime compressif sur la bordure de
la plaque chevauchante et n’engendre pas nécessairement des chaînes de
type cordillère. Ainsi, dans l'ouest du Pacifique, un bassin marginal, comme la
mer du Japon, s'interpose entre le continent et un arc insulaire volcanique,
parce que, plus âgée et plus dense, la plaque océanique s'enfonce avec un
plus fort pendage dans l'asthénosphère. Là un important volcanisme
apparaît ainsi qu’une forte sismicité, sans que cela se traduise dans le relief
par l’apparition d’une chaîne de montagne.
3) Juxtaposées dans l'espace, compression et extension peuvent aussi se
succéder dans le temps, comme le montre l'exemple des Rocheuses, chaîne
de type andin qui s'est construite pendant l'orogenèse laramienne (Crétacé
supérieur-Paléocène), avant d'être affectée par un écroulement gravitaire qui
3 Andésite : roche d’origine éruptive composée essentiellement de silice et de minéraux calciques
(feldspath)
a conduit à une extension distribuée sur plus d'un millier de kilomètres dans le
Basin and Range (ouest des Etats-Unis).
B) Les chaînes de collision
Plus spectaculaire encore est la ceinture alpino-himalayenne. Elle résulte de
la fermeture de la Téthys, lorsque les plaques issues du morcellement du
supercontinent du Gondwana (Afrique, Arabie, Inde, Australie) ont embouti la plaque
eurasiatique.
Ainsi, le raccourcissement de l'ensemble himalayen est de l'ordre de 2 000
km, et il s'exprime différemment selon les marges septentrionale et méridionale :
a) au nord, la marge asiatique ou tibétaine, « poinçonnée » par le
continent indien, est parcourue de failles décrochantes de
direction E-W, dont celle de l'Altyn Tagh à la limite du plateau du
Tibet et de la dépression du Tarim ;
b) au sud, le raccourcissement est marqué par le débit de la croûte
indienne en lames chevauchantes, et deux cisaillements majeurs
parcourent la chaîne : le « chevauchement central principal »
(MCT), qui a fonctionné entre - 25 et -15 Ma, a été relayé plus avant
par le « chevauchement limite principal » (MBT), encore actif, tous
deux subdivisant le système montagneux himalayen en trois bandes
longitudinales :
le Grand Himalaya à une altitude moyenne de 6 100 m ;
le Moyen Himalaya au sud à des altitudes de 2 600 à 4 600 m ;
les plis préhimalayens des Siwaliks, composés de sédiments
détritiques (molasses) qui résultent de l'érosion de la chaîne et
aux dépens desquels celle-ci progresse vers l'extérieur.
C) Les grands mécanismes de l’orogenèse
1) Le terme « orogenèse » peut être pris en son sens global de formation des
chaînes de montagnes, sans envisager le détail de la formation des
structures, la « tectogenèse ». Les géologues se sont longtemps
intéressés à la tectonique tangentielle, c'es-à-dire aux mouvements
essentiellement horizontaux, et ont négligé les mouvements verticaux de
grande ampleur.
2) Dans toutes les grandes chaînes qui tirent leur origine de leur association
à des lieux de convergence de plaques, le soulèvement peut être attribué à
l'existence d'une « racine crustale», c'est-à-dire à un épaississement de
la croûte continentale sous les chaînes intercontinentales (ou
intercratoniques) et liminaires (ou péricratoniques) : par exemple, 70 km
sous l'ensemble Himalaya-Tibet ou sous la chaîne andine.
3) La morphologie des hautes montagnes est associée à une importante
surrection verticale qui n'est pas encore compensée par l'érosion, et la
survivance de grandes chaînes est étroitement dépendante de la
prolongation de leur soulèvement qui se maintiendra à la faveur de la
migration du Moho vers le haut, à l'image d'un navire dont la ligne de
flottaison s'élève à mesure qu'on le décharge. Le mécanisme très
complexe dans le détail peut être résumé de la façon suivante : la racine,
formée de matériaux légers (granitiques par simplification), d'une densité
moyenne de 2,8 g/cm3, et plongée dans le milieu plus dense du
manteau, d'une densité moyenne de 3,3, est donc soumise à une force
dirigée vers le haut en vertu de l'application du principe simple
d'Archimède, au fur et à mesure que l'érosion diminue la pression verticale
exercée par les reliefs.
4) Si de tels volumes topographiques saillants sont la proie de l'ablation4,
l'élimination d'une tranche de terrain n'abaisse pas d'autant le relief. Si la
dénudation représente, par exemple, une épaisseur d'un kilomètre,
l'altitude ne diminue que de 150 m, une grande partie du relief détruit étant
donc reconstituée par un soulèvement régional. Il ne s'agit évidemment
que d'une tranche moyenne puisque l'évolution morphologique est
essentiellement commandée par l'enfoncement vertical des vallées.
II) LES DOMAINES ANOROGENIQUES
Si l'essentiel de l'énergie interne du globe se dissipe au sein des étroites
ceintures orogéniques, il s'en faut toutefois que la déformation soit négligeable dans
les domaines intraplaques des socles précambriens, calédoniens et hercyniens,
et de leurs couvertures, soumis à des mouvements verticaux, même s'ils ne
s'expriment pas sous une forme aussi spectaculaire. On qualifie d' « épirogéniques »
des déformations à grand rayon de courbure, éventuellement accompagnés de
failles, affectant une croûte d'épaisseur normale (35 km) dont les nombreux modèles
géophysiques n'ont toujours pas élucidé les mécanismes initiateurs.
A) Les socles cristallins
La notion de « socle » s'oppose à celle de couverture. Toutes deux se
définissent fondamentalement par leurs propriétés mécaniques : la tectonique5 de
couverture est caractéristique de sédiments suffisamment plastiques pour pouvoir
se déformer souplement, tandis que la rigidité des socles, constitués de matériaux
indurés, explique leur inaptitude au plissement.
4 Ablation : enlèvement de matériaux par un processus érosif
5 Tectonique : ensemble des déformations qui affectent des terrains géologiques après leur mise en
place.
1) Les socles peuvent être assimilés aux racines d'anciens orogènes
consolidés. La formation d'une chaîne de plissement s'accompagne de
transformations en profondeur puisque le renflement de la croûte
continentale l'amène dans des conditions de pression et de température
telles que le métamorphisme général 6affecte profondément les
sédiments, jusqu'à les rendre totalement méconnaissables, et que le
magmatisme se manifeste par des intrusions granitiques. Cette « soudure
» d'un matériel devenu cristallin permet l'agrandissement du domaine
cratonique, ainsi formé par «l'accrétion» de chaînes de plissement
successives.
2) La prédominance des roches cristallines s'explique par le fait que
l'érosion a pénétré jusqu'aux racines mêmes des orogènes, ce qui n'exclut
pas la survivance de segments plissés qui, des Appalaches de l'est de
l'Amérique du Nord aux monts Aravalli dans le nord-ouest du Deccan,
contribuent à une diversification des formes de relief. La seule exception
au régime d'amples déformations concerne les portions de socle
incorporées à des chaînes de plissement récent, notamment le long de
la grande « diagonale alpine », de la Méditerranée à l'Asie centrale, à
l'exemple de la zone axiale des Pyrénées centrales ou orientales ou des
massifs centraux alpins.
3) Sous l'expression ambiguë de massifs anciens sont désignés des unités
morphostructurales, de 1 000 à 100 000 km2, dont la consolidation,
intervenue à l'ère primaire lors des orogenèses calédonienne et
hercynienne, est certes ancienne, mais qui doivent leur différenciation à
une intervention récente de la tectonique. Les gondolements en massifs et
cuvettes qu'a subi le socle hercynien ouest européen après son
nivellement au Trias attestent que ces bombements se sont créés en toute
indépendance des structures plissées antérieures.
4) Situés aux latitudes moyennes de l'hémisphère boréal, ces massifs, qui
sont certes les héritiers d'un long passé, se rangent dans deux familles
en fonction de la vigueur et du style du rajeunissement tectonique qui
permettent d'introduire une distinction entre les massifs anciens
tabulaires et les massifs anciens montagneux :
a. dans la première famille se rangent, par exemple, le Massif armoricain
(417 m), la Cornouailles (621 m), les Ardennes (694 m), et le Massif
schisteux rhénan (816 m), qui se signalent par un paysage de basplateaux
;
b. à la seconde famille, éventuellement accompagnée d'un volcanisme
actif, appartiennent les massifs écossais et gallois, qui culminent
6 Métamorphisme : Ensemble des phénomènes qui donnent lieu à l'altération des roches
sédimentaires, à leur transformation en roches cristallophylliennes
respectivement à 1 344 m et 1 085 m, le Massif central (1 699 m, hors
manifestation volcanique), les Vosges et la Forêt Noire (1 424 et 1 493
m), et jusqu'aux massifs d'Asie centrale auxquels la tectonique
cassante plio-quaternaire a donné les dimensions de véritables chaînes
intracontinentales : Altaï (4 506 m), Tian Chan (7 439 m), et Kunlun (7
724 m).
5) Les boucliers doivent leur nom à une propriété, à savoir leur tendance à
acquérir une convexité plus marquée que la convexité moyenne de la
surface terrestre. Ces unités, dont la consolidation remonte à l'ère
précambrienne, sont fondamentalement constituées par des roches
plutoniques7 et métamorphiques. Ces vastes unités morphostructurales
forment l'ossature des continents, à la fois aux hautes latitudes
(boucliers canadien, fennoscandien, sibérien...) et basses latitudes
(guyano-brésilien, africain, australien, du Deccan ...).
6) Leur constitution profonde analogue, qui fait leur unité structurale, confère
aux infrastructures cristallines le rôle dominant : le socle précambrien
affleure sous la forme d'immenses étendues de roches de socle, sans
qu'elles excluent des séries plissées, plus ou moins métamorphisées
(schistes ou quartzites), et même des séries de couverture
subhorizontales déposées en discordance sur les structures précédentes.
7) Différentes morphostructures méritent d'être distinguées en fonction des
mouvements tectoniques positifs :
· il s'agit de dorsales (comme celle qui sépare les cuvettes du Moyen
Niger et du Tchad) quand l'aire soulevée est plus longue que large,
· de bombements (à l'exemple du Hoggar) quand l'aire de soulèvement
est aussi large que longue,
· de bourrelets marginaux dissymétriques quand le style de la
déformation se ramène à un vaste mouvement de flexure dont l'axe a
conservé approximativement la même position au cours des âges (cas
de l'Afrique australe, des Ghâts occidentaux ou du Brésil atlantique).
B) Les principales zones de bassin
Trois grandes familles de bassins continentaux peuvent être isolées : les rifts,
les bassins molassiques, et les bassins intracontinentaux.
1) les rifts
- Le mot «rift» désigne des fossés d'effondrement d'échelle continentale, à
l'exemple de « la plus grande cicatrice de la terre » qu'est le rift est-africain, du
rift ouest-européen ou du rift du Baïkal, localisés dans des régions de
divergence intraplaque. L'extension, étroitement localisée, conduit à un
7 Plutonique : Se dit des roches formées par cristallisation lente du magma, à de grandes profondeurs.
étirement de la croûte continentale qui se manifeste essentiellement par le jeu
de failles normales et de décrochements.
- Ainsi, la plaque européenne est sillonnée depuis la mer Méditerranée jusqu'à
la mer du Nord par des fossés d'effondrement en tous points analogues aux
« rift valleys » d'Afrique orientale : l'âge de la distension crustale y est
toutefois plus ancien puisqu'elle s'est principalement manifestée au cours de
l'Oligocène, alors que l'écartement de la plaque africaine a débuté vers 20 Ma
et s'est prolongée jusqu'à l'actuel de manière discontinue, comme le suggère
une activité volcanique qui aurait successivement culminé à la fin du Miocène,
à la fin du Pliocène et au Pléistocène.
- La formation d'un rift est le prélude à l'ouverture océanique, s'il n'avorte
pas, comme en Europe occidentale où la distension crustale n'a pas abouti au
stade « mer Rouge ». On estime que la croûte continentale doit être amincie
dans son ensemble par un rapport de l'épaisseur initiale à l'épaisseur finale de
l'ordre de 3,5 pour que la déformation extensive intracontinentale s'interrompe
et laisse place à l'accrétion océanique.
2) les bassins molassiques
Les bassins molassiques sont des piémonts d'accumulation d'origine
orogénique qui se construisent dans des bassins subsidents séparés de montagnes
en vigoureux soulèvements par une puissante charnière du type faille ou flexure : la
subsidence du fossé crée le volume à combler, tandis que la surrection fournit
le matériel de comblement. Ces bassins sont situés en bordure des chaînes de
montagnes dont ils reçoivent les produits de destruction, connus sous le nom de «
molasses ». Leur poids provoque une subsidence supplémentaire, c'est-à-dire un
mouvement en sens opposé à celui de la chaîne qui continue à se soulever à
mesure qu'elle est érodée. Ainsi, de part et d'autre des Alpes occidentales, la plaine
du Pô, sur l'ancienne plaque africaine chevauchante, et la plaine suisse, sur la
plaque européenne, correspondent respectivement aux bassins molassiques
d'arrière- et d'avant-pays.
3) les bassins intracontinentaux
- Par contraste avec les rifts et les piémonts, caractérisés par une subsidence
localisée, mais puissante, les bassins intracontinentaux résultent d'un
affaissement lent affectant la forme de cuvettes grossièrement circulaires.
C'est le cas du Bassin parisien : la subsidence survenue à partir du Trias a
permis, à la faveur d'un affaissement régional lent et continu, l'individualisation
d'un bassin de 600 km de diamètre dans la partie centrale dans lequel se sont
accumulés quelque 2 350 m de sédiments.
- Selon l'âge des socles sur lesquels ils se localisent, calédono-hercyniens ou
précambriens, les bassins intracontinentaux présentent trois différences
essentielles :
a. leur superficie, une dizaine de milliers de kilomètres carrés aux
latitudes moyennes (Bassin parisien, Bassin aquitain, Bassin
souabe-franconien...), jusqu'à un million aux basses et hautes
latitudes (bassins du Congo ou de l'Amazone, bassin de Sibérie
occidentale...) ;
b. le potentiel lithologique, plus large dans le premier cas, où les
faciès de mers peu profondes multiplient les alternances, plus
étroite dans le second où les séries sédimentaires, généralement
continentales, sont plus uniformes ;
c. la netteté de leurs contours, plus franche dans le monde
calédono-hercynien, où la distinction entre bassins sédimentaires et
massifs anciens est bien établie, que dans les domaines
cratoniques précambriens où les séries sédimentaires ne se
disposent pas en auréoles concentriques, mais en « croissants »,
du fait de la migration des centres de subsidence et de soulèvement
que justifie l'élargissement de l'éventail chronologique.
- Il convient de souligner, au travers des exemples de ces bassins, qu'une «
inversion tectonique», faisant succéder un soulèvement à une période
d'affaissement prolongé, est indispensable pour que les séries
sédimentaires soient exposées à la dissection. A contrario, il existe des
bassins sédimentaires récents pour lesquels la tendance à la subsidence n'a
pas été contrariée : ainsi, la monotone plaine argentine de la Pampa coïncide
avec la surface de remblaiement d'un bassin révélé par des forages, dont
certains ont traversé plus de 3 000 m de dépôts. La condition indispensable
au façonnement de formes de relief réside dans un rajeunissement qui les a
portées au-dessus du « niveau de base général ».
DEUXIEME PARTIE : LES RELIEFS STRUCTURAUX : LES RELIEFS VOLCANIQUES,
LES STRUCTURES SEDIMENTAIRES, LES RELIEFS EN STRUCTURE CRISTALLINE
Chapitre 4 : LES RELIEFS EN STRUCTURE VOLCANIQUE :
VOLCANISME ET STRUCTURES VOLCANIQUES SYNTHESE
A) Les structures volcaniques
1) Elles permettent d'emblée d'illustrer la distinction entre formes structurales
primitives et formes structurales dérivées puisque les premières s'édifient
pendant la période d'activité, alors que les secondes sont sculptées par
l'érosion après l'extinction de cette activité. Ainsi, les formes originales
créées par le volcanisme dépendent fondamentalement de la plus ou
moins grande ancienneté des constructions, même si la distinction n'est
pas absolue puisque des volcans peuvent se réveiller après une longue
période de sommeil.
2) Les formes volcaniques de construction sont des édifices jeunes, voire
toujours actifs, dont la morphologie est essentiellement définie par les
modalités des éruptions, mais ces dernières s'expriment dans le relief par
des formes de dimensions variables.
3) Un musée de formes volcaniques simples, comme la chaîne des Puys en
Auvergne, dont l'activité s'est échelonnée entre 95 000 et 6 000 ans BP1,
est constitué de quelque 80 volcans élémentaires, dits «monogéniques»2,
parce qu'ils résultent d'une éruption brève, de quelques jours à quelques
mois, rarement quelques années. La diversité de ces édifices s'explique
par l'alimentation des éruptions par des magmas alternativement
basiques et acides, originalité que la chaîne des Puys partage avec
l'Atakor dans le Sahara algérien, la Cappadoce en Turquie ou l'Itasy à
Madagascar.
1) les différents types d’édifices volcaniques
- Le cône de scories, « type le plus conforme au volcan popularisé par
l'image» (R. Coque), est la construction la plus répandue dans le monde.
Son édification par les produits, explosifs ou effusifs, d'un magma basaltique
est caractérisée par l'éjection rythmique de scories (lapilli, bombes) et par
l'émission sporadique de coulées par des évents ouverts sur les flancs du
cône, éventuellement par le cratère si le cône est « égueulé »3.
- Le cumulo-volcan (ou dôme) résulte de la consolidation autour de l'orifice
d'alimentation de laves acides trop visqueuses pour s'épancher. Le
nourrissage interne provoque le gonflement de la lave déjà en place et est à
1 BP : before present, littéralement avant le présent. Cette expression indique que l’âge est calculée
par rapport à l‘année de référence, 1950, et non par rapport à la date de naissance du Christ. En
d’autres termes, 6000 ans BP = 4050 avant Jésus Christ. Ce système de référence évite de prendre
un repère religieux, chaque religion ayant un âge de départ différent.
2 Monogénique : qui s’est déroulé en une seule fois, en opposition à polygénique, qui résulte de
plusieurs phases
3 égueulé : qui présente une ouverture sur le côté
l'origine d'une structure en écailles concentriques, à la façon d'un bulbe
d'oignon.
- Il existe des formes liées à l’explosivité de certains volcans : c’est le cas des
maar (mot allemand désignant les lacs de cratères de la région de l'Eifel en
Rhénanie) qui sont des cavités ouvertes à l'emporte-pièce dans les terrains
préexistants par une explosion, dite « phréatomagmatique », impliquant la
rencontre d'un magma ascendant, quelle que soit sa nature (basique ou
acide), avec une nappe phréatique profonde ou une nappe d'eau
superficielle (lac ou cours d'eau).
- Par opposition aux appareils monogéniques (formés lors d’un épisode
principale d’éruption), et qui d'ailleurs peuvent leur être associés, il est des
volcans de dimensions régionales dont l'histoire, toujours difficile à
reconstituer, s'étend sur des centaines de milliers d'années, voire plusieurs
millions, et cette lente édification, marquée par la succession ou la
coalescence d'appareils, a été entrecoupée de phases de repos, donc de
creusement :
· Les volcans-boucliers, ou boucliers hawaïens, sont constitués par
des empilements de coulées de laves fluides dont l'étalement autour
des centres éruptifs (cratères ou fissures) donne des pentes modérées,
et, par suite, un faible rapport hauteur-diamètre. Appartiennent à cette
famille le Mauna-Loa (Hawaï), le Mont Cameroun, le Piton des Neiges
et le Piton de la Fournaise (La Réunion) ou le Nyira-Gongo (Zaïre).
· Les stratovolcans doivent leur nom à l'alternance de coulées de lave
et de couches pyroclastiques quoique les produits éruptifs ne soient
pas empilés avec la régularité des « strates » des séries sédimentaires.
Les représentants de cette famille sont le Vésuve (480 km2), les Monts
Dore (600 km2), l'Etna (1 200 km2) et le Cantal (2 400 km2)...
La lente édification des volcans-boucliers ou des stratovolcans a pu être
interrompue par la création de calderas (mot espagnol) ou de caldeiras (mot
portugais), vastes dépressions de forme grossièrement circulaire à bords raides, dont
l'origine est triple :
- un effondrement en réponse à l'émission très rapide d'une énorme quantité
de magma,
- un glissement latéral de tout un pan de l'édifice,
- ou une décapitation de son sommet lors d'un paroxysme explosif
exceptionnellement violent.
Paradoxalement, les plus grands volumes de magmas émis à la surface des
terres émergées n'ont pas donné naissance à des appareils individualisés, mais à
des empilements monotones de coulées pouvant atteindre plusieurs kilomètres
d'épaisseur, s'étendre sur des surfaces considérables et que l’on appelle des
« trapps ». Ainsi, des basaltes fissuraux couvrent 500 000 km2 dans le nord-ouest
de la péninsule indienne, mais leur extension initiale devait dépasser 1 500 000 km2 :
la controverse sur l'origine des extinctions massives à la limite Crétacé-Tertiaire y a
conduit à une multiplication des datations absolues, et il paraît établi qu'ils se sont
mis en place vers - 65 Ma en moins de 500 000 ans, c’est-à-dire lors de la même
période d’extinction des grands dinosaures.
Figure 4.1 : les appareils volcaniques monogéniques (formé en un seul épisode) ; a)
coulées de laves basiques ; b) cône de scories ; c) Maar et diatrème ; extrusion de
lave visqueuse.
2) L’évolution des formes de relief volcanique
L'ampleur des destructions que les constructions volcaniques ont subies
dépend de la plus ou moins grande ancienneté de l'activité volcanique et de la plus
ou moins grande vulnérabilité des matériaux émis, et les formes structurales dérivées
sont donc diverses.
- Les formes de déchaussement résultent de la révélation des parties les plus
résistantes des constructions volcaniques, notamment des produits de
remplissage de cheminées qui, après déblaiement des terrains encaissants,
donnent des collines, de forme conique ou cylindrique, auxquelles sont
donnés les noms de « culots » ou de « necks » selon que ce remplissage est
constitué de laves massives ou de matériaux pyroclastiques.
- Les formes d'inversion correspondent au perchement de coulées de laves
fluides étalées sur des terrains plus tendres, et ces buttes ou plateaux, à
surface plane et bords raides, sont désignés sous le nom de « mesas » (mot
espagnol signifiant table).
- Les formes de démantèlement caractérisent les volcans les plus complexes
et dérivent de l'entaille de leurs flancs par de profondes vallées rayonnantes :
sont ainsi isolés des plateaux, à faible pente externe, de forme triangulaire, à
la pointe tournée vers l'amont à la rencontre de deux incisions radiales, qui
sont dénommés « planèzes ». À la limite, la destruction atteint les racines
mêmes des volcans, à l'exemple des volcans dits « écossais » d'âge
paléocène où sont portées à l'affleurement des roches de mise en place
profonde.
INTRODUCTION
Les phénomènes volcaniques, à la différence de la mise en place des roches
plutoniques, sont superficiels. La plupart donnent lieu à des épanchements ; ils
peuvent cependant se localiser dans le domaine souterrain, ou comme on dit parfois,
intratellurique, mais dans des zones où le magma se trouve à faible pression, soit à
faible profondeur, soit à plus grande profondeur, mais en liaison avec la surface par
des fissures.
Certains volcans mettent un temps très long à se former et le font par
éruptions successives, coupées par des périodes d'érosion. Chaque éruption est
elle-même une succession de constructions et de destructions, chaque forme
construite venant se mouler sur la forme en creux résultant de la destruction
précédente. D'autre part, certains éléments du volcan résistent très longtemps à
l'érosion, ainsi les coulées de lave, et peuvent traverser des périodes géologiques
entières sans disparaître totalement. Ils suivent donc l'évolution morphologique de
leur région, peuvent se plisser, se failler, être fossilisés par une transgression marine.
Il existe ainsi des coulées de lave interstratifiées dans des séries sédimentaires,
comme c'est le cas dans les calcaires du Liban ou dans de très nombreuses zones
de montagne. Même sans avoir subi une histoire géologique compliquée les coulées
de lave mettent « sous scellé » le relief qu'elles recouvrent et nous renseignent sur
les topographies anciennes. La violence des phénomènes volcaniques ne les
empêche donc pas de d'inscrire dans l'évolution morphologique générale.
I. LES ROCHES VOLCANIQUES
A la différence des roches cristallines, les roches volcaniques, ou vulcanites,
ne sont pas, en général entièrement cristallisées. Après un début de refroidissement
lent dans les profondeurs, l'arrivée dans les couches froides de l'écorce arrête la
cristallisation débutante.
La pâte, ou mésostase, qui se forme par brusque refroidissement, est
constituée de « verre » non cristallisé ou de cristaux de feldspath microscopiques en
baguettes, les microlites, d'où le nom de roches microlitiques donné parfois aux
vulcanites. Les cristaux visibles à l'oeil nu (phénocristaux) sont rares ou absents. Il
peut arriver que le verre constitue la quasi-totalité de la roche, à l'exclusion de tous
cristaux : tel est le cas dans les obsidiennes, qui forment des coulées dont les
échantillons ressemblent à des tessons de verre noir. De nombreuses scories,
projetées par le volcan, sont également constituées à peu près uniquement par du
verre.
Une roche volcanique peut inclure des bulles de gaz, comme c'est le cas dans
les scories. Elle peut être compacte, comme est la lave, ou être constituée de débris
meubles ou soudés. On appelle pyroclastite, ou roche pyroclastique, une roche
formée de débris directement volcaniques mis en place à chaud. On réserve le nom,
en général, au cas de débris soudés.
La composition chimique des roches volcaniques et celle des roches
cristallines sont semblables : seul l'aspect diffère. Ainsi un gabbro et un basalte,
un granit et une rhyolite ou encore une diorite et une andésite ont la même
composition. Ils donnent toutefois des reliefs totalement différents. Comme la
géomorphologie s'intéresse aux roches dans la mesure où elles expliquent les reliefs
et que les reliefs volcaniques sont étroitement liés aux phénomènes éruptifs, nous ne
mentionnerons guère les roches qu'à propos des types d'éruptions et de reliefs.
Cependant, il est bon de connaître les grandes lignes d'une classification chimique.
Un principe commode de classement est celui qui combine le degré de saturation en
silice et la nature des feldspaths (proportion de feldspaths alcalins et calco-sodiques,
c’est-à-dire composés de Calcium et de Sodium).
Figure 4.2 : principaux types d’édifices volcaniques : a) volcan bouclier de type
hawaïen, b) : stratovolcan de type strombolien, c) : stratovolcan à nuées ardentes
(coulées pyroclastiques) de type vulcanien, d) stratovolcan à nuées ardentes de type
péléen.
Il faut bien distinguer le degré de saturation par rapport aux éléments « blancs
» (alumineux et alcalins) et le pourcentage de la silice par rapport à la matière totale,
ferro-magnésiens compris. Le pourcentage total de la silice, généralement compris
entre 40 % (pôle basique) et 80 % (pôle acide), définit ce qu'on appelait l'acidité de la
roche.
Bien entendu, la classification chimique doit être complétée, pour le
géomorphologue, par la prise en considération de la structure cristalline (rôle
éventuel des phénocristaux, de la pâte), de la porosité, de la macro-texture de la
roche : la taille des scories, leur plus ou moins grande bullosité, la composition des
pyroclastites (granulométrie. nature des éléments, degré de soudure. etc.) jouent un
très grand rôle pour expliquer l'altération, la genèse de formations superficielles, leur
mouvement sur les versants et le relief qui en résulte. On retiendra surtout que par
définition, les roches volcaniques sont très souvent hétérogènes dans le détail,
ce qui facilite bien sûr le travail de l’érosion.
Figure 4.3 : plusieurs coulées sont superposées sur cette photo. On remarque très bien
au premier plan les orgues recouvertes par une coulée plus récente. Ils sont âgés de
près de 50 millions d’années (Irlande).
Figure 4.4 : Cette structure est composée d’une autre roche pouvant se débiter en
colonnes. Il s’agit de phonolites (le nom est dû au bruit particulier qu’elles émettent quand on
tape dessus), une roche acide. Il s’agit de la Devils tower aux Etats Unis (Wyoming), d’âge
tertiaire. L’ensemble fait plus de 250 m de hauteur et certaines colonnes peuvent atteindre 2
mètres de diamètre.
Les conditions de refroidissement de la lave jouent également un rôle dans la
mise en place des cristaux. Par exemple, les orgues basaltiques ou phonolites
donnent des coulées qui se débitent en prismes de forme octogonale. Ils suivent en
cela les plans de clivage de la roche, c’est-à-dire les plans de structure cristalline. Il
s’agit ici de gros cristaux bien sûr (phénocristaux).
II. LES TYPES D'ACTIVITÉ VOLCANIQUE
1) Les quatre types définis par A. Lacroix
Même si cette typologie est ancienne et incomplète, elle a le mérite d’être
simple et il faut connaître les quatre grands types d'activité volcanique définis par
A. Lacroix vers 1900.
Parler de quatre types d'activité volcanique ne signifie pas quatre types de
volcans : les types de reliefs volcaniques sont plus nombreux, même quand on
simplifie le classement, car il faut faire intervenir la taille des édifices, les successions
de phénomènes alternant, le degré de démantèlement par l'érosion, etc. La
classification en quatre types ne se fonde que sur le mode d'éruption et un même
volcan, dans son histoire, peut passer plusieurs fois d'un dynamisme à un
autre.
Figure 4.5 : détail d’une bombe volcanique et volcanisme de type strombolien
En principe, du premier au quatrième type, la température et la fluidité de la
lave diminuent. La nature des roches émises devient plus acide (plus riche en
silice), les explosions se font plus violentes, la proportion des matériaux solides
rejetés (matériaux de projection) l'emporte de plus en plus sur la proportion des
matériaux liquides (laves).
a) Le type hawaïen
Le type hawaïen est caractérisé par des épanchements de lave très fluide,
toutes les autres manifestations (explosions, projections, formation de cônes de
scories) restant fort réduites. Quand le type a été défini, le cratère du Kilauea, qui a
servi de modèle, était un lac de lave bouillonnant en permanence, et parfois
débordant en donnant une coulée ou accompagné d'une fissure émettrice extérieure,
mais il s'est vidé depuis de sorte que le modèle choisi a ensuite été le Niragongo, au
Kivou (Afrique Centrale), puis l'Erta Alé, proche de Djibouti.
Au sens strict, le mode d'activité hawaïen se définit donc par la permanence
de l'éruption, la faible proportion des projections et la prépondérance des
formes de lave fluide ; des fontaines de lave jaillissent des évents à la manière de
jets d'eau (fontaine de feu).
Sur le sol, la lave dégazéifiée, sans bulles, le pahoehoe, continue à s'écouler
tandis que se solidifie une croûte très mince, sorte de pellicule élastique, si bien que
l'aspect de la coulée est celui « de la peau rugueuse d'un vieil éléphant à chair
flasque » (Derruau, 1988). Le pahoehoe n'est pas le seul type de lave représenté
dans le volcan hawaïen, mais il n'y a pas de volcan hawaïen si on ne le rencontre
pas.
b) Le type Strombolien
Le mode d'activité strombolien (du nom du volcan Stromboli, une des îles
Lipari. située au Nord de la Sicile) est sinon continu, du moins rythmique ; de
temps à autre, le volcan projette une colonne de gaz et de pierres. Habituellement
ces explosions ne présentent aucun danger (d’où une activité touristique importante),
les matériaux retombant dans le cratère même ou à proximité, mais elles sont très
fréquentes (plusieurs par heure) ; elles sont particulièrement spectaculaires la nuit.
En dehors du cratère, les matériaux vont glisser sur une pente d'éboulis. Aux
périodes de paroxysme, la lave peut s'épancher par effusion.
Les matériaux rejetés par une éruption strombolienne sont donc des laves et
des scories, en quantités comparables. Par extension le volcan classique, à cône
et coulée, est dit volcan strombolien, même s'il n'est pas dû à une activité
rythmique.
c) Le type Vulcanien
Le type vulcanien tire son nom du volcan Vulcano, situé dans la plus
méridionale des îles Lipari (Italie). La lave, nettement moins fluide que dans les
types précédents, se solidifie très rapidement : aussi la cheminée se bouche-t-elle
entre chaque éruption et l'activité se réduit-elle alors à quelques émissions latérales
de vapeurs soufrées.
Figure 4.6 : ancien lac de lave du Niragongo (ou Nyiragongo, République démocratique
du Congo). Après une explosion phréatomagmatique, le lac s’est vidangé par des
fissures latérales. On remarque en haut à droite un ancien niveau de lave, de même
qu’un autre niveau, un peu plus bas, au premier plan ce coup ci. Le cratère creusé dans
une ancienne terrasse de lave fait environ 800 m de profondeur.
Le paroxysme éruptif est au contraire très violent : la lave est alors
pulvérisée en cendres (qui ne sont donc pas, malgré leur nom. des résidus de
combustion) ou projetée sous la forme de ponces (laves acides très bulleuses). Les
matériaux grossiers ne représentent qu'une faible proportion du total projeté.
L'éruption s'accompagne de l'émission d'un nuage de fumée qui retombe en parasol,
à l’image d’un champignon atomique. Mais les ponces sont aussi émises au raz du
sol mélangées à des gaz très chauds, en nuées ardentes comme celles du type
suivant (cf. type péléen).
Les coulées vulcaniennes sont rares et peu étendues : elles se solidifient
très vite, même sur des pentes rapides ; elles sont formées de laves peu fluides,
telles que les rhyolites.
d) Le type Péléen
Comme son nom l’indique, ce type a particulièrement été étudié sur la
Montagne Pelée, à la Martinique. Elle s'est rendue tristement célèbre par son
éruption de 1902, où elle fit près de 28 000 morts.
La lave, même si elle a été émise à forte température, est très visqueuse
(rhyolite, domite, dacite). Les éruptions sont séparées par de longs intervalles.
Elles commencent par une phase préliminaire caractérisée par des émissions de
fumées et de cendres : puis une gigantesque explosion émet un nuage en
parasol, comme dans une éruption vulcanienne. Mais en même temps, des nuées
ardentes à blocaux sont émises par le sommet éruptif ou par des fissures latérales,
d’où sa très grande dangerosité. Ce sont des nuées foncées, composées de blocs
et de cendres enveloppés par de la vapeur d'eau. Chaque bloc reste isolé : il ne se
choque pas avec les blocs voisins, la vapeur d'eau plus ou moins chargée de
cendres formant entre eux un matelas.
La nuée descend en roulant sur le sol, à des vitesses importantes variant
entre 10 et 150 m/s, précédée d'une onde aérienne comparable au « souffle » des
avalanches, auxquelles elle ressemble par bien des aspects. Comme les
avalanches, elle détruit tout sur son passage, renversant les murs et, de plus, brûlant
les arbres. C'est une nuée ardente qui en 1902 a détruit Saint-Pierre à la Martinique,
catastrophe dans laquelle toute la population trouva la mort, à l'exception d'un
prisonnier protégé par les murs épais de son cachot.
Figure 4.7 : schéma simplifié d’un volcanique de type péléen
Ensuite se produit une intumescence en dôme, ou extrusion de lave
pâteuse, qui peut se transformer en aiguille (400 m de hauteur en 1902, à la
montagne Pelée) à la verticale de la cheminée. L'aiguille craque en se solidifiant et
ne tarde pas à s'écrouler par fragments, de nouvelles nuées ardentes pouvant
résulter de ces éboulements.
Les dômes péléens d'extrusion n'ont pas de cratère à leur sommet, mais ils
apparaissent en général dans un cratère antérieur, ouvert au sommet d'un cône de
scories. Le type péléen peut aussi donner lieu à des intumescences qui restent
souterraines, mais à fleur de sol, intrusives, métamorphisant leur toit et
n'apparaissant que si l'érosion les dégage.
On peut rattacher au type péléen un phénomène violent qu'on a observé en
1888 au Bandai (à environ 200 kilomètres au Nord de Tokyo) et en 1980 au Mont
Saint-Helens, dans le Nord-Ouest des États-Unis. La montée magmatique soulève
de plusieurs dizaines de mètres une grande partie du volcan jusqu'à ce que se
produise un double phénomène : un blast, violente explosion latérale qui couche les
arbres de forêts entières, telles des boites d'allumettes renversées et peut être
meurtrière jusqu'à plusieurs kilomètres, mais ne laisse qu'un mince dépôt, épais de
quelques centimètres tout au plus ; presque simultanément, tout un pan du cône
s'effondre, donnant une immense coulée de pierres et de boue et que les
Américains ont nommée « débris avalanche ».
2) Les types complémentaires
La classification des types par Lacroix appelle quelques précisions qui
amènent à la compliquer. Elle ne représente pas tous les types d'éruption. On
peut lui reprocher d'être essentiellement bipolaire, c'est-à-dire de reposer sur le
critère acidité-basicité et de supposer que les autres facteurs varient dans le même
sens (températures des laves plus élevées si le chimisme est basique, explosivité
liée à l'acidité). Mais, en fait, la diminution de fluidité dés laves du type I au type 4
n'est pas liée absolument, comme on le croyait naguère, à une augmentation de
l'acidité, elle-même due à une augmentation de la proportion de silice. La viscosité
de la lave est la résultante de plusieurs variables :
- température,
- composition chimique (et en particulier teneur en oxyde ferreux, en potasse,
en vapeur d'eau)
- quantité de gaz dissous,
- mode de dégagement de ces gaz dont les rôles respectifs sont loin d'être
élucidés.
a) Explosions magmatiques et éruptions phréatiques.
Une explosion peut être due à un brusque dégagement des gaz contenus
dans le magma et, dans ce cas, être d'autant plus violente que la lave est moins
fluide. Mais une explosion se produit aussi quand une venue d'eau entre en
contact avec un magma chaud, qu'il soit acide ou basique : une soudaine
vaporisation de l'eau souffle du matériel volcanique et éventuellement aussi du
matériel sous-jacent. Comme, en général, c'est un magma ascendant qui
rencontre une masse d'eau, on parle plutôt d'explosion phréatomagmatique que
phréatique. Et comme l'eau rencontrée n'est pas nécessairement celle d'une nappe
phréatique, mais une eau souterraine quelconque, il vaut mieux employer le terme
d'hydromagmatique.
b) Le volcanisme sous-marin.
Beaucoup de volcans sont sous-marins et n'émergeront que si leur
croissance est plus rapide que l'érosion marine. A forte profondeur (plus de 2 100 m
environ), les éruptions sont calmes et produisent en théorie, si elles sont basiques,
des « roches vertes » connues dans les chaînes de montagne géosynclinales. Ce
qui veut dire que lorsque l’on rencontre ce type de roches, on peut dire qu’il y a eu à
cet endroit, à un moment donné, un volcanisme sous marin (même si cet endroit est
aujourd’hui un somment de montagne).
A faible profondeur, elles sont explosives et fournissent des produits éclatés
vitreux, les hyaloclastites, brèches parfois cimentées par des sédiments, et des laves
en coussinets (pillow lava), forme due aux conditions du brusque refroidissement.
Là aussi, on peut retrouver des « pillow lava » à plus de 6000 mètres d’altitude alors
que leur formation est automatiquement sous marine.
c) La classification de Bernard Gèze
Gèze fait intervenir une organisation 3 pôles pour expliquer la dynamique
volcanique :
- Un pôle gazeux,
- Un pôle solide,
- Un pôle liquide
· Associé au premier pôle, on retrouve un type « ultra vulcanien »,
caractérisé par des explosions très fortes et les nuées ardentes et
auxquels ils rattachent les explosions phréatiques et les explosions
pliniennes comme celle du Vésuve en – 79 avant Jésus Christ. Le type
de volcan est celui du Krakatoa. On retrouve associé également le type
vulcanien proprement dit, avec le volcan Vulcano et ses nuées
ponceuses, ainsi que le type strombolien. ;
Figure 4.8 : dôme pâteux volcanique dans le secteur du mont St Helens (Etats Unis).
· Associé au pôle solide, un type intermédiaire avec le précédent : type
vulcano-doméen, où se met en place un dôme et des nuées à blocs.
C’est le cas de la montagne Pelée. Puis vient le type doméen
proprement dit, avec la mise en place d’un dôme d’extrusion à l’image
de celui du Puy de Dôme. Enfin, on trouve un type ultra-doméen, avec
la formation d’un dôme en profondeur ou crypto-dômes, comme c’est le
cas du Lac Toya au Japon.
· Associé au pôle liquide, et dans une forme intermédiaire, on trouve le
type vulcano-hawaïen à nuées « écumeuses » (chargée en particules
plus fines) du Katmaï en Alaska. Puis le type hawaïen classique à
coulées et enfin un type ultra-hawaïen associé à un volcanisme
essentiellement fissural (sans cônes proprement dits) et formant des
trapps comme ceux du Dekkan en Inde.
d) Les phénomènes post-éruptifs.
Après les éruptions, des manifestations secondaires peuvent encore
témoigner d'un reste d'activité :
- ce sont les fumeroles, fentes par lesquelles s'échappent silencieusement des
vapeurs soufrées irrespirables,
- les geysers : jets intermittents de vapeurs et d'eau chaude, déposant des
tufs carbonatés (Islande, Nouvelle-Zélande, parc de Yellowstone aux ÉtatsUnis) et associés à certaines sources thermales, produites par des eaux
chauffées au contact d'un magma encore chaud. De telles sources déposent
aussi des travertins (Pamukkale en Turquie).
- Les solfatares, comme celle de Pouzzoles, sont des volcans de boue produits
par de la vapeur surchauffée (entre 100 et 300°) et des gaz parmi lesquels de
l'hydrogène sulfuré : des bulles crèvent dans une marmite de boue de
quelques décimètres de diamètre et composent un anneau de boue durcie.
Les vapeurs et les solutions sulfureuses, dans toute la zone et non seulement
au voisinage immédiat de la marmite, altèrent la roche encaissante en un
produit blanchâtre et plus ou moins coloré d'oxydes et de sels.
La recherche de vapeur naturelle exploitable pour la production d'énergie, ce
que l’on appelle la houille rouge, se fait en général dans de telles zones plutôt que
sur un volcan en activité où les installations risqueraient d'être détruites. A Larderello,
en Toscane, le magma volcanique n'est qu'à une grande profondeur mais la vapeur
sort néanmoins à très forte pression parce qu'elle est maintenue captive par un toit
d'argiles tertiaires imperméables.
III) LES GRANDS TYPES DE CONSTRUCTIONS VOLCANIQUES
La traduction majeure de l’activité volcanique est sans conteste la construction
d’édifices volcaniques plus ou moins importants, de formes et de natures très
variées. On classe habituellement les constructions en deux grandes catégories : les
formes majeures de construction : les coulées de lave, les dômes et aiguilles, les
cônes de scories ; puis, viennent des formes complémentaires : les champs de
scories et les formes des conglomérats.
1) Les coulées de lave
De façon globale, les laves se comportent plus ou moins comme des fluides.
Elles descendent en suivant la ligne de plus grande pente. Rapides au point
d'émission pour certaines laves très fluides (aux îles Hawaï, les records atteignent
plus de 60 m/s), elles ralentissent progressivement et prennent une section plus
grande ; elles se refroidissent et finissent par se figer par solidification de la surface
refroidie et par arrêt de la fourniture de lave par la bouche éruptive.
La solidification de la coulée par refroidissement s'effectue au contact du
plancher et au contact de l'air, le centre restant chaud longtemps. Elle se fait très
différemment suivant les roches : les basaltes et andésites ont un point de fusion
brusque, et passent rapidement du liquide au solide ou vice versa (entre 1080 et
1100°C pour certains basaltes comme celui d'Aydat e n Auvergne). Les coulées
basaltiques sont souvent caractérisées par des tunnels sous-basaltiques, liée au
refroidissement différentiel de cette dernière : solidification de la périphérie, puis
vidange de la partie interne qui laisse alors une forme en creux, un vide.
Figure 4.9 : coulée volcanique de type « pahoehoe » en cours de refroidissement, à
remarquer l’aspect évoquant « la peau de l’éléphant »
Les coulées diffèrent d'abord par leur forme d'ensemble et par leurs
dimensions ; sans parler des coulées qui s'associent à des formes plus complexes
(bavures sur un cône de scories, coulées se recouvrant les unes les autres pour
former des volcans hawaïens ou des trapps), elles diffèrent beaucoup selon la
quantité de lave émise (il y a ainsi des coulées longues de quelques mètres et des
coulées longues de plusieurs kilomètres et même de plusieurs dizaines de
kilomètres) ; elles diffèrent aussi suivant la forme topographique sur laquelle
elles se sont épanchées (pente longitudinale forte ou faible, variable ou uniforme,
profil transversal en pente plus ou moins forte). La forme topographique des coulées
est donc, dès l'émission, extrêmement variable, selon la topographie préexistant à
l'épanchement, selon la quantité de lave émise et aussi selon sa fluidité.
Figure 4.10 : coulée volcanique de type « aa » en cours de refroidissement, avec un
aspect beaucoup « scoriacée », hérissée de pointes de lave.
En effet, des volcans émettant des laves visqueuses peuvent donner
naissance à des coulées courtes, vite figées, même sur de fortes pentes. Telles
sont les coulées de trachyte, les coulées de rhyolite et d'obsidienne (verre
volcanique compact). Certaines peuvent offrir des cas de transition avec des dômes
de lave pâteuse : ce sont des dômes-coulées. A partir d'une intumescence de type
péléen, la lave s'est épanchée lentement, sur une pente forte, sans dépasser
quelques centaines de mètres de longueur.
La surface des coulées de lave peut se présenter sous trois formes
différentes :
- le pahoehoe : le premier désigne un aspect dû à la solidification d'une
lave très fluide et dégazée, donc sans explosions : la lave s'écoule en ridant
une pellicule mince et élastique. On parle aussi de lave cordée ;
- l'aa : c’est au contraire un chaos de lave scoriacée, semblable à un champ
de mâchefer ; ses irrégularités peuvent atteindre quelques décimètres, mais
souvent aussi quelques mètres de hauteur. En Auvergne, on nomme cheire
(c'est-à-dire pays pierreux) une telle accumulation, déjà altérée par quelque
huit mille ans de contact avec l'air et pourvue d'un sol qui ne masque pas
entièrement la rugosité ;
- le plan uni : une coulée très fluide peut avoir une pente nulle, là où la
lave, s'accumulant derrière un obstacle, forme un lac. On a attribué à de tels
lacs le caractère uni de certaines coulées basaltiques. Mais il faut souvent
prendre garde que la planité est le résultat de l'érosion d'un aa. Les scories
sont rapidement démantelées : les aspérités éclatent, un sol s'accumule dans
les creux ; une coulée vieille n'est jamais un aa, l'érosion mécanique et
l'altération l'ont transformée en surface unie.
2) Les dômes et les aiguilles d’extrusion
Formés de lave acide, les dômes péléens ou cumulo-dômes sont hauts de
100 à 500 m, comme celui de la Montagne Pelée, ceux du Puy de Dôme ou du
Sarcouy (Auvergne). Pour simplifier, il existe deux types de dômes :
- Les crypto-dômes : est un dôme d'intrusion qui set forme en soulevant une
couverture quelconque (ancienne lave ou alluvions). Parfois, il peut affleurer
parfois il reste un crypto-dôme vrai. Sa forme est irrégulière.
- Les dômes d’extrusion : c’est, au contraire, un dôme qui apparait à la
surface. Il a une forme régulière de chaudron renversé.
Les formes les plus impressionnantes dues à la lave sont les cylindres
d'extrusion et les aiguilles :
- Les premiers, dus à une montée visqueuse de type péléen, gardent des flancs
verticaux ; on les compare à un piston, remonté par l'action d'une pression
exercée de bas en haut. Il est bien difficile de les distinguer de formes de
déchaussement, les culots de lave, moulages de cheminées qui n'ont pas fait
leur apparition en surface.
- Quant aux aiguilles, comme celles de la Montagne Pelée, elles sont dues à
une excroissance de lave nouvelle plutôt qu'au soulèvement, par une pression
exercée de bas en haut, d'une ancienne lave refroidie moulant une cheminée.
Elles sont en effet visqueuses, incandescentes et s'écroulent pendant leur
croissance. Aussi sont-elles le plus souvent éphémères et ne survivent-elles
pas aux éruptions.
3) Les constructions élémentaires de scories
Les constructions de scories sont de deux types : les cônes simples et les
champs de scories. Les cônes simples se forment au point d'émission, qui est le
fond du cratère ; ils résultent d'une accumulation abondante de matériaux rejetés à
une très faible distance ; les champs de scories sont au contraire formés de
matériaux moins abondants mais rejetés plus loin, entre les cônes, ou loin des
cônes.
Figure 4.11 : vue aérienne au Mexique d’un « champ » de cônes volcaniques : en bas à
droite un cône égueulé, c’est-à-dire ouvert sur un côté. Les formes de ciselures sur les
versants correspondent à des barrancos, sorte de grands ravins taillés dans les
matériaux « tendres » pyroclastiques, par l’érosion.
a) Les cônes simples
Les matériaux projetés peuvent retomber à l'état liquide ou à l'état solide.
Dans le premier cas, qui suppose une grande fluidité, nous retrouvons le spatter
cone ou cône de lave, qui est le plus souvent très réduit et se limite à un microrelief
au point d'émission d'une coulée. Mais il peut arriver qu'une fontaine de feu continue
construise un grand spatter cone comme dans le cas du Kilauea à Hawaï. Les
spatters se soudent immédiatement et le spatter cone présente une assez grande
résistance à l'érosion.
Les cônes simples sont relativement rares. Le plus souvent, les éruptions
durent assez longtemps pour que des formes d'érosion viennent s'intercaler entre
des émissions de scories et compliquer ainsi la structure ; il peut aussi se faire que
des explosions interrompent l'édification du cône, laquelle reprend après coup, de
sorte qu'un nouveau cône vient s'emboîter dans le cratère d'explosion. Les cônes
simples ne se rencontrent que dans le cas d'une éruption courte, de quelques jours.
Quelques jours, parfois même un jour seulement, suffisent pour que la centaine de
mètres de hauteur soit dépassée à l’exemple du volcan mexicain du Paricutin.
Selon le type d'éruption, la nature des matériaux varie : prépondérance de
cendres fines et de ponces pour le type vulcanien, prépondérance de matériaux
grossiers pour le type strombolien. Bien que la terminologie soit un peu flottante et
que les auteurs diffèrent sur les classes granulométriques, on peut distinguer :
- les cendres (anglais : ash) ce sont des particules fines, ne dépassant pas le
millimètre de diamètre,
- les lapilli : petites pierres bulleuses ou non, de 1 mm à 5 cm et plus rarement
10 cm de diamètre, sans allongement marqué ; la densité est toujours
supérieure à 1,
- les ponces : fragments bulleux ou fibreux de roches acides, de toutes
dimensions, mais en général comparables à celles des lapilli ; elles se
distinguent de ces derniers par leur légèreté. La densité étant parfois
inférieure à 1,
- les blocs : de dimensions variables, toujours supérieures à 10 à 20 cm. et
plus ou moins bulleux,
- les bombes : ce sont aussi des blocs qui ont une forme spéciale due au fait
qu'ils se sont vissés au cours de l'expulsion (formes d'amandes plus ou moins
tordues de dimensions supérieures à 10 cm ;
- les matériaux de ramonage : appelés parfois matériaux périlitiques ou
lithiques, matériaux arrachés à la roche encaissante entourant la cheminée,
donc souvent de nature non volcanique. Dans les cônes, à la différence des
bourrelets de maars, ils constituent seulement une faible proportion des
matériaux éjectés par le volcan, mais intéressent tout particulièrement les
pétrographes parce qu'ils les renseignent sur les couches géophysiques
profondes.
Tous les matériaux projetés se distinguent de la lave par un caractère en
général beaucoup plus bulleux. Un cône d'éruption courte est composé en général
de matériaux assez uniformes, disposés en lits inclinés concordants. Au contraire, un
cône complexe est formé non seulement de lits se ravinant les uns les autres, mais
aussi de matériaux beaucoup plus hétérogènes par leur aspect et leurs dimensions.
Les formes de ruissellement sont rares car les scories sont en général
perméables. Il donne cependant des ravins qui strient le cône, lui donnant une allure
« en parasol ». On les appelle des barrancos.
b) Les champs de scories
Les champs de scories se présentent comme des reliefs beaucoup plus
indécis que les cônes ; simples saupoudrages sur des reliefs préexistants, leurs
couches simulent anticlinaux et synclinaux si elles moulent des croupes et des
vallons. Elles fournissent des repères précieux pour la datation, la couche de
telle ou telle éruption se retrouvant sur un territoire elliptique allongé suivant la
direction du vent, avec des épaisseurs décroissantes à partir du point éruptif, mais
avec des caractères pétrographiques bien reconnaissables : c'est là la base de la
téphrochronologie, dont les volcanologues islandais ont fait les premiers un large
usage.
Dans une plaine alluviale, les scories de retombée recouvrent des alluvions,
s'altèrent en un sol, sont à leur tour recouvertes par les apports d'une crue et ainsi de
suite et permettent ainsi de reconstituer l’histoire des lieux. Les scories peuvent être
fines (c'est la règle dans les éruptions vulcaniennes), comme les cendres; elles
peuvent alterner en bancs de granulométrie différente, disposant des niveaux
aquifères qui sont le point de départ de l'érosion.
Figure 4.12: niveau de cinérites dans une coupe d’alluvions (ou hydrocinérites car
souvent retombée dans l’eau, ici les deux niveaux les plus clairs) en Argentine ; à la
base de la coupe, des niveaux plus anciens et en partie déformée .
4) Les conglomérats et les dépôts
Comme son nom l’indique, il s’agit de formations agglomérées à partir d’un ou
de plusieurs éléments initiaux. Dans les formations volcaniques, les matériaux sont
très hétérogènes et il s’en suit par conséquent, une grande variété de matériaux
agglomérés au sein de ces conglomérats. Sans rentrée dans le détail de chaque
formation, voici les principaux conglomérats :
- Les « debris avalanches » qui sont des brèches de débris,
- Les dépôts associés aux différents types de nuées,
- Les ignimbrites,
- Les hyaloclastites et les pillow lavas formées en domaine sous marin,
- Les cinérites (cendres déposées en cuvette lacustres), on parle
d’hydrocinérites quand elles sont tombées dans de l’eau et déposées par cet
agent) ;
D’autres dépôts sont parfois à des agents externes non volcaniques (climat par
exemple) mais reprenant du matériel volcanique :
- les lahars : qui sont des coulées de boue composée de fines cendres, mais
pouvant entraîner de très gros blocs (forte compétence),
- les coulées de solifluxion en climat froid.
Figure 4.13 : sur les pentes du St Helens, un lahar : coulée de boue ici en marron,
formée par l’imbibition des cendres et leur ruissellement.
IV) LES FORMES DE DESTRUCTION : LES CRATERES
Le volcanisme est non seulement un agent constructeur, mais il détruit aussi
des reliefs. La lave creuse son lit comme un cours d'eau, les nuées ardentes
rabotent la terre et les obstacles qu'elles rencontrent ; des explosions, des
effondrements accompagnent les éruptions et créent des formes en creux.
Les cratères sont les formes en creux les plus fréquentes.
1) Cratères simples hawaïens.
Le cratère simple hawaïen est une fosse ouverte dans un empilement de
coulées de lave solidifiée. Il en existe généralement plusieurs par volcan, ces fosses
s'ouvrant d'ailleurs souvent au fond d'une dépression plus vaste qui n'est autre qu'un
cratère d'effondrement
2) Cratères des cônes de scories
Au sommet d'un cône de scories qui a gardé ses formes originelles s'ouvre
aussi un cratère, mais de type bien différent du cratère hawaïen. Il est dû au souffle
de la projection. Ses pentes sont tantôt des talus de gravité, tantôt, comme c'est le
cas le plus fréquent pendant les paroxysmes d'éruption, des parois verticales
d'arrachement, ouvertes dans la scorie. De fréquentes fissures de décollement
concentriques peuvent accidenter le voisinage du rebord ; elles fonctionnent en
fumeroles, tant que le volcan est actif.
3) Les maars
Un maar (terme dialectal de l'Eifel), est un petit cratère (moins de 1,5 kilomètre
de diamètre), ouvert dans la roche en place et en général occupé par un lac - mais le
lac peut avoir été comblé par remblaiement -, assez régulièrement circulaire
Le maar s'explique par des explosions, que la plupart des volcanologues
attribuent à de l'hydromagmatisme (mais une explosion par des gaz magmatiques
n'est peut-être pas toujours à exclure). Les lits se déposent par retombée, mais il se
produit aussi des souffles latéraux dits déferlantes basales (« base surge »)
responsables des perturbations du pendage.
Figure 4.14 : schéma simplifié de la formation d’une caldeira 1) édification de l’appareil,
2) vidange progressive de la chambre magmatique, 3) effondrement de la caldeira, 4)
nouveaux appareils développés dans la caldeira (emboîtement de formes)
4) Les caldeiras
On appelle caldera ou caldeira tout grand cratère (diamètre de plus de 1,5
kilomètre). On les a longtemps attribuées à des explosions, mais on sait aujourd'hui
qu'elles sont dues, pour l'essentiel, à des affaissements expliqués de la façon
suivante :
- Les premières explosions épuisent une partie du pyromagma, dont le niveau
dans la cheminée diminue en conséquence, tandis que l'appareil volcanique
se construit.
- Les bords du cratère commencent alors à se fissurer en cercles
concentriques, puis les paquets séparés par les fissures, par manque de
support souterrain, s'effondrent dans le réservoir de magma. Il se forme ainsi
un cratère d'effondrement, souvent occupé par un lac. L'éruption peut ensuite
continuer à l'intérieur de la caldeira.
Les cratères d'effondrement se rencontrent dans des volcans caractérisés par
l'abondance des émissions de lave ou de cendres. Les grands cratères hawaïens
sont de ce type. Mais c'est surtout le volcanisme acide qui est l'auteur des grandes
caldeiras du monde.
Toutes les transitions existent entre les cratères d'effondrement et les
dépressions volcano-tectoniques, elles aussi associées à l'émission de grands
volumes de matière volcanique (cendres fines en général). Au moins aussi vastes
que les caldeiras, moins rondes et de formes plus angulaires, elles sont bordées par
des escarpements de faille et, en général, occupées par des lacs. Tous ces
accidents sont dus à un affaissement qui a suivi un départ de magma interne par
éruption volcanique.
Figure 4.15 : formation d’une mesa volcanique à partir d’une coulée ; légende : 1
basaltes, 2 : marnes, 3 : scories, 4 : source, sourcin (d’après Derruau).
Figure 4.16 : mesa particulièrement bien visible dans la partie gauche de la photo
(Mauritanie).
V) LES FORMES D’EROSION DES VOLCANS ET DE DECHAUSSEMENT
Même si le volcan peut donner une image de puissance, il n’en reste pas
moins une forme de relief par essence relativement fragile car souvent hétérogène
dans le détail. Cette hétérogénéité est souvent rapidement exploitée par l’érosion
(eau, froid) et abouti dans certains à un démantèlement important des formes
initiales.
1) Les formes d’inversion de relief
L'érosion des coulées aboutit à l'inversion du relief volcanique, quand le relief
volcanique se trouve au-dessus du niveau de base local (cas d'une région où les
cours d'eau creusent). La coulée étant plus résistante que les cendres et les
scories, elle est mise en relief par rapport à elles ; si elle repose sur un
substratum sédimentaire ou cristallin, comme elle est plus résistante que la plupart
des roches sédimentaires et cristallines, elle est aussi mise en relief. A l'origine, la
coulée s'épanche dans une plaine, sur un versant ou dans un fond de vallée, tendant
à suivre la plus grande pente dans la mesure où sa viscosité le lui permet.
Elle peut alors perturber le réseau hydrographique : barrant les vallées
affluentes de celle dans laquelle elle s'épanche, elle va former des lacs de barrage
volcanique, dont un des plus typiques est le lac d'Aydat, en Auvergne. Le cours d'eau
qui occupait le fond de la vallée obstruée va soit disparaître sous la lave perméable,
soit couler en s'encaissant à la surface de la coulée, soit occuper le contact entre la
langue de lave et le versant de la vallée. Dans les trois cas, il creuse tôt ou tard le
substratum de la coulée. Toute la région va être érodée en fonction du niveau du
talweg, mais les roches les plus résistantes resteront le plus longtemps intactes.
Ainsi, les coulées, qui à l'origine suivaient les lignes de plus grande pente et
occupaient de préférence des points bas, deviennent les parties hautes de la région
volcanique. Elles sont fragmentées en buttes isolées ou en petits plateau appelés
mesa (mot espagnol qui signifie table mais qui s'applique aussi à d'autres types de
butte à sommet plat). Elles n'en constituent pas moins des reliefs élevés au-dessus
des nouveaux talwegs.
Figure 4.17 : neck formé à partir d’un conglomérat volcanique, dans le secteur du Puy
en Velay, France. La résistance de cette roche a abouti à son dégagement par l’érosion
différentielle, qui a déblayé les matériaux les plus tendres. On comprend l’intérêt
défensif du site et l’installation du château à son sommet.
Si, au lieu d'une coulée, on est en présence d'un ancien lac de lave, le
processus d'inversion joue également : il est souvent difficile de savoir si une mesa
est le reste d'un ancien lac de lave ou d'une ancienne coulée.
2) Les principales formes de déchaussement
L'érosion différentielle dégage aussi les racines du volcan parce que la lave
est plus résistante que la plupart des roches sédimentaires et cristallines et, en
particulier, que les marnes et les argiles. Les roches de semi-profondeur ne sont pas
nécessairement plus résistantes que les roches plutoniques ou cristallophylliennes,
mais elles l'emportent sur la plupart des roches sédimentaires.
L'érosion arrive ainsi à dégager des structures internes, c'est-à-dire qu'elle
met à jour des moulages, moulage d'une cassure ou d'un plan de stratification par la
lave. Les principales formes que l’on retrouve sont les suivantes :
- Les culots : ce sont des cheminées de lave pure mises en relief par l’érosion.
Elles forment alors des pics pouvant accueillir des châteaux forts dans un site
imprenable ;
- Les necks : ce sont des formes assez proches des précédentes mais c’est le
matériau qui change : ici ce sont plutôt des conglomérats qui sont mis en
inversion de relief, à l’image du neck du Pyu en Velay ;
- Les dykes : ce sont des moulages d’une cassure par la lave, sorte de « mur »
très irrégulier de laves ;
- On parle de cone sheets quand ces moulages prennent une forme circulaire,
en forme de cône avec la pointe tournée vers le bas ;
- Les sills : ce sont des moulages de plan stratigraphique séparant deux
couches sédimentaires ; proche de cette forme, on trouve les laccolites, qui
forment des sortes de boursouflement soulevant le toit sédimentaire de la
couche supérieure ;
- Les diatrèmes : c’est une racine d’un maar, souvent comblée par des
remontées tardives de laves
Au total, toutes ces formes élémentaires peuvent se combiner pour former des
ensembles plus complexes sur le terrain. Les emboîtements de formes sont légions
dans les domaines volcaniques.
Il conviendra en outre de compléter ce chapitre par l’étude de quelques
volcans complexes dont l’histoire souvent longue, a modifié considérablement des
schémas initiaux plus simples. Il s’agit souvent de mégaformes, c’est-à-dire d’édifices
de très grande taille et la plupart du temps ancien, voire très ancien pour les trapps.
En voici quelques grands types dont on trouvera une étude particulièrement
intéressante dans l’ouvrage de Derruau :
- Les grandes régions de trapps,
Figure 4.18 : Schéma simplifié des volcans d’Hawaï ; on remarquera la petite partie qui
émerge seulement (en vert), l’ensemble reposant sur des fonds à plus de 5000 m de
profondeur. Ce chapelet d’îles provient du déplacement de la plaque pacifique à la
verticale d’un point chaud ou hot spot en anglais ; ce point chaud est alimenté dans le
manteau tellurique par des panaches éruptifs qui transperce la croûte océanique
(moins épaisse) et aliment un volcanisme actif de type hawaïen. Les édifices les plus
anciens en cours de démantèlement car plus alimentés sont à gauche, les plus récents
et actifs du point de vue volcanique à droite (île d’Hawaï proprement dite).
- Le grand volcan hawaïen,
- Les complexes vulcano-péléens à caldeiras,
- Les grands volcans à planèzes
Chapitre 5 : LES RELIEFS MONOCLINAUX ET LES CUESTAS
Au sein d'empilements stratigraphiques, constitués d'unités de sédimentation
élémentaires limitées par des plans, la reconnaissance des formes structurales est
généralement favorisée par la superposition de faciès lithologiques différenciés et
par la lisibilité des dispositifs tectoniques.
A) ASPECTS GENERAUX
- En structures tabulaires dépourvues de pendage4 (structures aclinales) ou
affectées par un basculement (structures monoclinales), la superposition de
couches lithologiquement contrastées au sein d'un empilement sédimentaire
concordant permet le dégagement de talus topographiques à la faveur du
creusement des bandes de terrains tendres et du perchement des terrains
plus résistants. La vitesse de recul de ces talus est proportionnelle au rapport
d'épaisseur entre la couche dure et la couche tendre dans lesquelles ils sont
taillés.
- En structure aclinale, c'est-à-dire à l'aplomb des ombilics des bassins
sédimentaires, les talus topographiques, taillés dans des couches voisines de
l'horizontale, portent le nom de coteaux. Ils matérialisent l'étagement de
surfaces structurales qui correspondent à des surfaces topographiques
associées aux plans stratigraphiques supérieurs de couches sédimentaires
résistantes. De tels entablements sommitaux armés de couches dures sont
disséqués, voire démantelés, par des vallées à corniche dont l'organisation
est quelconque puisqu'elle est indépendante des contraintes de la structure
géologique. Ce n'est pas le cas des régions périphériques où l'orientation des
artères du réseau hydrographique est définie par rapport à l'inclinaison des
couches.
- En structure monoclinale, les abrupts d'érosion à corniche portent le nom de
cuestas lorsque le pendage, en direction inverse de la pente des talus,
possède une inclinaison comprise entre 1° et 15°. S elon que le plateau
coïncide avec le plan stratigraphique supérieur de la couche dure armant la
cuesta, ou que la même couche dure est biseautée, il doit être défini comme
un revers, respectivement structural ou d'érosion. Si l'épaisseur des terrains
tendres sous-jacents le permet, une dépression orthoclinale 5se développe
au pied du front de cuesta; sinon, ce dernier domine un nouveau revers situé
à l'amont-pendage.
- Dans les bassins sédimentaires des domaines précambriens, les formes
structurales les plus imposantes dérivent de la superposition directe de
couvertures gréseuses au socle cristallin. À ces limites d'érosion, appelées
« glints » (terme d'origine balte) ou pseudo-cuestas selon que les couches
sédimentaires sont horizontales ou non, sont associés de gigantesques
escarpements précédés de buttes témoins monumentales.
4 pendage : inclinaison des couches sédimentaires
5 orthoclinal : dont l’axe est perpendiculaire au front de cuesta
Figure 5.1 : dispositif structural des cuestas du Bassin parisien : vue en plan
B) LES STRUCTURES TABULAIRES ET LES CUESTAS
Par définition, les structures tabulaires sont :
- Les structures concernant les roches sédimentaires même s’il existe des cas
particuliers ;
- Les séries de couches alternant roches dures (RD) et roches tendres (RT) ;
Figure 5.2 : dispositif structural des cuestas du Bassin parisien : vue en coupe
- Les séries de roches peu ou pas disloquées, et parfois dérangées par les
mouvements tectoniques (possibilité de failles notamment).
Les structures tabulaires correspondent à des topographies planes (plaines et
plateaux) ou des formes verticales (abrupt) des talus ou escarpements, des rebords
de plateaux ou falaises littorales.
On distingue deux types de structures tabulaires. Il s’agit de la structure
horizontale ou aclinale et de la structure inclinée ou monoclinale qui s’associent
fréquemment dans les bassins sédimentaires et donnent des formes semblables d’où
leur regroupement sous l’appellation de structures tabulaires. Par exemple dans le
Bassin Parisien, on trouve souvent des structures aclinales au centre du bassin
sédimentaire et des structures de plus en plus inclinées vers sa périphérie,
notamment à l’est (cuesta d’Ile de France, de Champagne, de Lorraine...)
La structure horizontale ou aclinale correspond aux régions sédimentaires
présentant une superposition concordante de couches de dureté variable et un
pendage < 1°. On entend par structure une successio n des couches qui s’effectue de
façon continue, sans interruption
Quant à la structure monoclinale, elle est caractérisée par une inclinaison
régulière et de direction constante des couches sédimentaires. Dans les bassins
sédimentaires, le pendage est généralement faible, de l’ordre de 1 à 10°, mais il peut
atteindre localement 45°. L’inclinaison qui caracté rise la structure monoclinale est
analysée d’un point de vue d’ensemble car dans le détail plusieurs situations peuvent
se présenter. En effet, l’inclinaison peut être interrompue, accélérée ou inversée par
l’existence d’une cassure dans les terrains rigides. Elle peut aussi être troublée par
les variations de pendage dans le cas des couches de roches plastiques. Les
variations de l’inclinaison des couches peuvent parfois être tellement importantes et
fréquentes qu’elles annulent le pendage ou l’inverse localement.
Dans la structure monoclinale, on retrouve à la fois des variations
longitudinales et des variations transversales au pendage.
Dans le cas des variations longitudinales du pendage, on retrouve :
- Le palier structural : variation négative du pendage (très forte diminution de
sa valeur) ;
- La flexure : variation positive du pendage (brusque augmentation de sa
valeur).
Dans le cas des variations transversales au pendage, on retrouve :
- des ondulations anticlinales : légère déformation des couches vers le haut
(bombement) ;
- des ondulations synclinales : légère déformation des couches vers le bas
(affaissement, mais pas creusement). Aspect en « tôle ondulée » inclinée.
Les structures tabulaires se retrouvent aussi bien dans les régions constituées
de formations géologiques concordantes que dans les régions de formations
discordantes.
Le dégagement des formes de relief en structures tabulaires dépend de
plusieurs facteurs. La tectonique est déterminante mais la lithologie joue un rôle
décisif. C’est la lithologie, à travers les contrastes de résistance, qui permet que
l’érosion différentielle puisse dégager les formes de relief structurales. Les types
de formes se dégagent et évoluent sous l’influence du réseau hydrographique qui
peut ainsi créer d’autres types de modelés
C) LES FORMES DE RELIEF EN STRUCTURES TABULAIRES
On distingue trois types essentiels de formes de relief dans les structures
tabulaires. Il s'agit :
- des surfaces planes ;
- des vallées ;
- Des abrupts d’érosion à corniche qui bordent et limitent les plateaux ou front
de cuesta.
1) Les surfaces planes
On distingue trois types de surfaces planes :
· Surface de remblaiement au sommet d’une accumulation de dépôts
meubles
· Surface structurale où la topographie correspond au plan
stratigraphique supérieur d’une couche dure.
La mise en place de la surface structurale obéit aux trois conditions
suivantes :
- un contraste de résistance marquée avec une CD massive et une CT (couche
tendre) sous-jacente épaisse,
- une roche dure sommitale saine : si elle est altérée, on parle de surface
substructurale, c’est-à-dire qui a perdu en quelque sorte sa platitude,
- un pendage ni trop fort ni trop faible pour permettre un ruissellement efficace.
· Surface d’aplanissement ou d’érosion
· C’est une topographie plus ou moins plane, résultat du travail prolongé
de l’érosion dans des conditions tectoniques et climatiques stables.
SA : surface d’altération, SS : surface structurale
2) Les vallées
Elles s’encaissent dans les surfaces planes et sont le résultat de l’érosion
fluviale. Elles déterminent deux versants et reposent sur un talweg.
3) Les abrupts d’érosion à corniche (AEC)
Il s’agit des talus modelés dans une structure particulière et définis d’un triple
point de vue : du point de vue topographique, du point de vue structural et du point
de vue hydrologique.
· Sur le plan topographique :
de ce point de vue, l’AEC combine les trois éléments suivants :
- Un revers de pente variable mais souvent faible voire nul. On parle aussi de
plateau de revers ;
- Un front de pente forte et dans le sens opposé à celle du revers quand celuici
est incliné ;
- Une dépression plus ou moins large, de forme concave au pied du front.
· Sur le plan structural
Le front ou AEC montre une superposition de RD et de RT, que l’on soit dans
une structure concordante ou discordante. Le revers et le front sont modelés et
dégagés dans la RD. Quant à la dépression, elle est dégagée dans la RT.
L’abrupt est le résultat de l’action de l’érosion différentielle dans une structure
sédimentaire lithologiquement contrastée, les RD étant généralement perchées du
fait du déblaiement des RT.
· sur le plan hydrographique
Le principal agent d’érosion qui commande le dégagement des formes est
le réseau hydrographique qui, par son creusement, entraine le recul des
versants. Mais ce dégagement dépend de l’enfoncement, du creusement vertical
des rivières :
- un enfoncement trop lent donne des formes sans vigueur, l’érosion des
versants étant faible ;
- un enfoncement trop rapide entraine un ralentissement du recul des
versants et la mise en valeur des formes structurales n’est pas nette.
A ce niveau, la structure joue un rôle déterminant dans l’orientation du réseau
hydrographique. Ici, les AEC permettent l’introduction d’un certain nombre de notions
mises en évidence par J. Williams Powell en 1875, en l’occurrence :
- les rivières cataclinales : leur écoulement se fait dans le sens du pendage
des couches, on parle dans ce cas de l’aval pendage. C’est la première rivière
à se mettre en place ;
- les rivières orthoclinales : elles sont perpendiculaires au pendage des
couches, et sont les deuxièmes rivières à se mettre en place ;
- les rivières anaclinales : elles coulent dans le sens inverse du pendage des
couches. On parle dans ce cas de l’amont pendage.
Le rôle du pendage est essentiel pour la définition des types d’abrupt en
raison des facilités qu’il offre à l’érosion du front par les eaux de ruissellement mais
surtout par les eaux de sources qui se forment au contact des RD et des RT. Quand
le toit de la couche est imperméable, le ruissellement se fait à la surface. Quand il est
perméable, les eaux s’infiltrent. Le pendage joue aussi dans la vitesse de recul des
AEC et permet de procéder à leur classement.
Figure 5.3 : dispositif structural d’une cuesta australienne vue du fond de la dépression
Le drainage est étudié surtout en relation avec le tracé des abrupts. A
l’exception de la rivière cataclinale qui adaptée à la structure, le réseau
hydrographique peut ainsi être inadapté à deux éléments : lithologie et structure avec
:
- le premier cas concerne la rivière orthoclinale dont la vallée est
perpendiculaire au pendage et donc parallèle à la cuesta. Elle s’écoule dans
la dépression orthoclinale de roches tendres. Elle est donc adaptée à la
lithologie et non à la tectonique (ou la structure) ;
- le second cas concerne la rivière anaclinale. Elle est orientée dans le sens
contraire au pendage des couches, donc inadaptée à la tectonique, à la
structure qui a incliné les couches en leur imposant un pendage.
Enfin, il faut souligner le rôle du réseau hydrographique dans le dégagement
des formes de reliefs principales (front, plateau, dépression), mais aussi de détail :
butte témoin détachée du front de côte quand il reste la RD ou l’avant butte quand
il ne reste que la RT.
4) Les types d’AEC
Les types d’AEC sont définis en fonction du pendage, mais surtout en fonction
du type de structure concordante ou discordante.
· en structure concordante :
en structure concordante, on distingue quatre types d’abrupt qui répondent
tous aux deux conditions structurales suivantes : concordance des couches et
superposition de RD et RT, mais séparés par l’intensité du pendage. Ainsi, en
fonction du pendage on a :
- le coteau : il est caractérisé par un pendage nul ou des couches
subhorizontales (< 1°) de sens opposé à la pente du front, ou de même sens
mais plus fort que la pente du front
- Le front de cuesta : il est caractérisé par un pendage relativement faible (2 à
15°) et de sens contraire à la pente du front.
- le crêt : il est caractérisé par un pendage >15° et pouvan t atteindre 45°.
- la barre : elle est caractérisée par un pendage vertical ou proche de la
verticale.
· En structure discordante
Il peut y avoir des possibilités de dégagement d’AEC à la condition qu’il existe
une superposition de RD/RT. Dans ce cas, on distingue :
- Un abrupt ordinaire si le pendage est subhorizontal (< 1°) ou de même sens
que la pente du front ;
- Une fausse cuesta ou pseudo-cuesta si le pendage est inverse de la pente du
front
NB : il y a une distinction à faire entre :
- Coteau et abrupt ordinaire
- Cuesta et fausse cuesta…
… parce que les conditions qui président à la mise en place et à l’évolution du
réseau hydrographique qui est responsable du façonnement des formes de relief
sont différentes d’une structure à l’autre :
- en structure concordante, la relation est directe entre le réseau
hydrographique et la disposition des couches, ce qui favorise l’adaptation du
réseau hydrographique à la structure. Ici, la structure a un rôle majeur dans
l’installation et l’évolution du réseau hydrographique.
- En structure discordante, le réseau hydrographique est essentiellement
inadapté à la structure dès qu’il rencontre une structure profonde. Aussi, la
durée d’une fausse cuesta reste éphémère.
En définitive, coteaux et cuestas sont des talus résultant de conditions
structurales particulières mises en valeur par le travail de l’érosion, mais dont le tracé
est plus ou moins indépendant du ou des réseaux hydrographiques qui en
commandent l’évolution. En d’autres termes, les conditions structurales ont la
primauté sur les facteurs d’érosion. Coteaux et cuesta sont à ce titre
d’authentiques formes structurales.
5) Les profils d’AEC
· le revers
Les revers est une surface structurale ou substructurale, ou encore un surface
d’aplanissement.
· le front et la dépression
Ils ont les mêmes facteurs explicatifs et sont étudiés ensemble en fonction des
éléments suivants :
- la dénivellation topographique : elle est calculée avec l’épaisseur des RD
et des RT,
- le rapport d’épaisseur RD/RT : il joue un rôle essentiel dans le dessin du
profil en ce sens que les RD entrainent une convexité sommitale et les RT
une concavité basale. On parle alors de profil convexo-concave. Ainsi, si la
RD est épaisse, la convexité est-elle marquée, et si elle est mince la convexité
est faible. Par contre, si la RT est épaisse, l’érosion hydrique est active et
entraine l’éboulement de la RD,
- le contraste de résistance RD et RT : si le contraste est marqué, les formes
sont nettes car il se produit un dégagement parfait du plan stratigraphique
inférieur des RD. Par contre, si le contraste est faible le profil n’est pas net, il
est émoussé car il y a un retard dans l’éboulement des RD,
- le pendage des couches : si le pendage est faible, le recul de l’abrupt est
accéléré, la corniche étant fraiche et la dépression large. Cependant, si le
pendage est fort le recul de l’abrupt est ralenti et la dépression est étroite.
· les types de profils d’AEC
En fonction de tous ces éléments, différents types de profil peuvent
apparaître. Ils dépendent de la lithologie (nature des couches de roches) et de la
stratigraphie (succession des couches de roches).
o en fonction de la lithologie
Ici le modelé des AEC à corniche dépend du rapport d’épaisseur RD/RT et du
contraste de résistance entre ces roches. Trois types de profil sont à distinguer :
- l’abrupt à profil massif : il se présente une forte convexité sommitale et une
faible concavité basale. Cela s’explique par le fait que l’épaisseur des RD est
supérieure à celle des RT ;
- l’abrupt à profil délié : il présente une faible convexité sommitale et une
forte concavité basale. Dans ce cas, l’épaisseur des RT est supérieure à celle
des RD ;
- l’abrupt de type intermédiaire ou mixte : il présente un équilibre entre
convexité sommitale et concavité basale, l’épaisseur des RD étant égale à
celle des RT.
o en fonction de la stratigraphie
Chaque superposition de RD/RT individualise un couple de résistance ou
encore un binôme de résistance. Il convient alors d’évoquer l’existence d’un ou de
plusieurs couples de résistance RD/RT. Ainsi, on distingue en fonction des couples
de résistance RD/RT :
- l’abrupt à profil continu : il est dégagé dans un seul couple de résistance
RD/RT ;
- l’abrupt à profil discontinu ou à côte double : il s’agit d’un talus où se
superposent 2 cuestas, deux côtes dégagées du fait de l’alternance répétée
de deux couples de RD/RT. Le couple de résistance supérieur dégage le
premier AEC et le couple de résistance inférieur se manifeste dans le profil du
talus par un replat.
- on parle enfin de cuesta dédoublée quand le même binôme RD/RT est
recoupé par l’incision d’une vallée orthoclinale et qui met en place deux fronts
parallèles.
Chapitre 6 : LES RELIEFS EN STRUCTURE PLISSEE
Figure 6.1 : bloc diagramme synthétique des formes de détail associées au relief plissé.
Ce bloc a été réalisé à partir des formes de structure du Massif de la Chartreuse, dans
les Préalpes françaises.
SYNTHESE
Les formes en structure plissée dépendent de la résistance inégale des
roches et de leur répartition en volumes géométriquement simples. Il convient, de ce
fait, de ne pas confondre structure plissée et chaînes de montagnes où les
complications de la structure peuvent être telles que les rapports du relief avec la
tectonique deviennent indéchiffrables : c'est le cas des nappes de charriage
engendrées par de fortes poussées tangentielles et transportées sur des terrains,
dits « autochtones», auxquels elles se superposent anormalement. C'est à la faveur
de l'examen de plis lâches ou de plis serrés, mais enracinés, que les relations entre
le relief de chaînons et de dépressions parallèles et la structure plissée peuvent être
définies.
I) LES GRANDS TYPES DE RELIEFS
- Les formes jurassiennes : dans le Jura, le nom de mont est donné à un
chaînon anticlinal, celui de val à une dépression synclinale. Il s'agit de
reliefs conformes à la structure plissée, puisque, dans tous les cas, le chaînon
anticlinal, même rongé par une combe de flanc, se trouve à une altitude
supérieure à celle du val voisin.
- Les formes cartusiennes ou reliefs préalpins : le massif préalpin de la
Grande-Chartreuse, comme celui, voisin, des Bornes, se signale par une
inversion généralisée du relief par rapport à la structure, des combes évidées
à l'emplacement des monts encadrant des vaux (ou vals) perchés dont
l'altitude du fond est supérieure à celle du fond des dépressions anticlinales. Il
importe de noter que ces formes inversées ne sont pas nécessairement les
héritières de formes originelles : l'érosion attaque les structures naissantes, au
fur et à mesure de leur genèse, de sorte que, lorsque leur mise en place
s'achève, l'inversion peut être acquise.
- Les formes appalachiennes : à l'exemple de la région éponyme, le
nivellement des reliefs nés du plissement est suivi d'une reprise d'érosion
qui excave en sillons les bandes de roches tendres et conduit au
perchement des bandes de roches dures sous la forme de crêtes dont
l'altitude subégale permet de reconstituer le plan de la surface
d'aplanissement et de prouver le caractère bi-cyclique de l'évolution du relief.
On parle de Gap pour les incisions réalisées par le réseau hydrographique,
équivalent des cluses dans les systèmes préalpins.
Figure 6.2 : bloc diagramme synthétique d’un relief appalachien. Le terme provient bien
sûr de la montagne américaine, les Appalaches.
II) LES FORMES DE DETAIL
- Crêts : ce sont des formes fréquentes dans les structures plissées et
indiquent un redressement des couches supérieurs à 30 ;
- Combes : vallées parallèles aux barres rocheuses, dominées par un ou deux
crêts. Le qualificatif de "monoclinale" s'applique à une combe dont les deux
crêts bordiers ont le même pendage. Les exemples en sont multiples (c'est
une forme de relief très commune).
- Vals, Monts : ce sont les termes employés pour désigner les reliefs
"conformes", respectivement en creux (vallée correspondant à un synclinal) ou
en bosse (échine correspondant à un anticlinal)
- la cluse : elle désigne l’endroit où passe un cours d’eau, transversalement au
pli ; elle indique l’inadaptation du réseau hydrographique à la structure ;
- Combe anticlinale : la combe désigne une forme en creux ; là elle est aligne
sur une structure anticlinale. On a ici une forme en creux au lieu d’avoir une
structure saillante, en relief. C’est le travail de l’érosion qui est responsable de
cette structure inversée par rapport à la normale.
- Mont dérive : c’est un relief qui dérive d’une structure plus résistante, sur la
figure 6.1 une charnière anticlinale.
- Combe monoclinale : il s’agit d’une forme en creux, d’une vallée installée ici
sur une série de couches inclinées dans le même sens (monoclinal). En
l’occurence sur la figure, il s’agit d’un front de chevauchement mettant en
contact de façon anormale (par une faille), la formation de couleur « bleue » et
l’ensemble « jaune-rouge ».
- Volet : forme relatif au synclinal perché, quand il ne reste qu’un des flancs du
synclinal.
- Butte témoin : Une butte témoin est un fragment d'un banc résistant, isolé par
l'érosion et entouré de toute part à son pied par des affleurements des
niveaux inférieurs. Dans les régions plissées, les buttes témoins sont en
général formées par des bancs inclinés car ils appartiennent à des flancs de
plis : on les nomme alors "volets". Les buttes témoins des régions plissées
peuvent aussi être formés par le fond d'un synclinal et constituer un val
perché.
- Reculée : Une reculée est, à l'inverse, la terminaison en cul de sac d'une
vallée entaillée en gorge, en contrebas des falaises d'un banc résistant. C'est
une forme de relief commune dans le Jura et le Vercors.
Chapitre 7 : LES RELIEFS EN STRUCTURE FAILLEE
Figure 7.1 : évolution d’un relief de faille (bloc et photo : la photo correspond à la
dernière étape du bloc)
INTRODUCTION
Lorsque les mouvements de l'écorce terrestre (géodynamique interne) sont
plus importants que dans le cas de la structure monoclinale, les roches et les terrains
subissent des déformations souples ou cassantes. Lorsque ces déformations sont
intenses, localisées et relativement rapides, elles créent des accidents tectoniques
(épirogenèse) pouvant consister en des flexures, des plis ou des failles.
On appelle faille une cassure, une rupture de la continuité de terrains
primitivement situés au même niveau et qui s’accompagne d'un déplacement relatif
des compartiments qu'elle détermine. Une faille va donc décaler deux blocs dans
l’écorce terrestre sur une longueur et une hauteur variables (quelques mètres). La
faille résulte généralement de la mauvaise transmission d’une poussée ou d’un effet
tectonique dans un matériel rigide et inapte à la déformation souple ou au
plissement.
Il existe d’autres types de cassures qui affectent les roches à des échelles
différentes et qui ne sont pas des failles. C’est le cas de :
- la fracture : c’est une cassure sans déplacement de quelques mètres,
- la diaclase : c’est une fissure sans déplacement dans une roche dure en
général
Du fait des déplacements des compartiments, la faille se repère par des
contacts latéraux anormaux entre des couches d'âges différents mais aussi de
nature et de résistance différentes. La dénivellation peut créer un relief, mais souvent
l’érosion modifie complètement l’aspect de l’escarpement originel. Ainsi, même si on
évoque des cas de mise en place des reliefs liés à la faille et de leur évolution
simple, dans la réalité les failles peuvent rejouer, les escarpements peuvent aussi
être fossilisés et exhumés plusieurs fois. Leur évolution devient alors complexe (cf.
figure 7.1).
Les reliefs de failles existent dans tous les types de structures mais les failles
sont particulièrement nombreuses dans des structures de roches dures, comme le
basalte, le granite ou des couches épaisses de calcaire. Au contraire dans d’autres
roches sédimentaires plus déformables les failles sont moins fréquentes. Les
fractures sont particulièrement nombreuses au niveau des marges actives de la
planète et elles s’accompagnent de séismes. Le long de ces fractures, du magma
peut remonter en surface et provoquer des éruptions volcaniques.
I) LES ELEMENTS CONSTITUTIFS DE LA FAILLE
1) Description d’une faille et terminologie
La faille dénivèle deux blocs ou compartiments (figure 7.2). Le compartiment
soulevé est appelé horst (A dans le schéma suivant) et le compartiment effondré est
appelé graben (B dans le schéma).
On peut décrire la faille en utilisant une terminologie adaptée :
a) Le plan de faille
C’est la surface le long de laquelle les deux compartiments ont glissé,
soit à l’oblique, soit à la verticale. Lorsque ce plan présente une surface régulière
résultant du frottement des deux compartiments, on parle alors d’un miroir de faille,
en relation avec l’aspect des roches qui présentent un aspect souvent « brillant ».
Figure 7.2 : schéma d’un relief de faille simple
On peut décrire le plan de faille en mesurant son inclinaison ou son angle de
pendage par rapport à la verticale (flèche en bas). On peut aussi mesurer son
orientation par rapport aux points cardinaux (flèche du haut).
Certaines orientations de failles sont caractéristiques d’un épisode tectonique
et indiquent une période particulière. On retiendra 3 cas essentiels :
- direction armoricaine (faille primaire ou birrimienne) : NW-SE. En France,
cette orientation est appelée orientation varisque et elle caractérise le
plissement hercynien qui date de l’ère primaire,
- direction alpine ou méridienne : NE-SW ou N-S,
- direction pyrénéenne : E-W
b) Le rejet de la faille
C’est la distance qui mesure la dénivellation créée entre les deux
compartiments par la faille. On distingue :
- le rejet vertical (Rv): c’est la différence d’altitude entre les deux blocs,
- le rejet horizontal latéral (RHL) : il mesure du glissement des blocs l’un
contre l’autre,
- le rejet horizontal transversal (RHT) : il mesure l’écartement entre les
blocs,
- le rejet stratigraphique (RS) : c’est une composante des trois mouvements
différents dans l’espace et correspond à une dénivellation mesurée le long
d’un miroir de faille oblique.
Figure 7.3 : les différents types de rejet
En plus du rejet d’une faille, on détermine également le rejeu qu’il ne faut pas
confondre avec le rejet. Le rejeu, c’est la réactivation d’une faille ancienne qui
présente une seconde dénivellation. Enfin, le regard d’une faille, c’est le côté vers
lequel est tourné le bord du compartiment soulevé (sur le schéma, le regard est vers
la droite).
Figure 7.4 : la détermination de l’âge relatif d’une faille
2) L’âge de la faille
L’âge d’une faille se détermine en fonction des couches qu’elle dénivelle.
Toute faille est plus récente que le plus jeune des terrains qu’elle dénivelle et plus
ancienne que le plus jeune des terrains qui la recouvrent. En d’autres termes :
- une faille est postérieure (plus jeune) aux derniers terrains qu’elle affecte de
part et d’autre du plan de faille,
- une faille est antérieure (plus ancienne) aux derniers terrains non déformés
qui la recouvrent.
Dans le cas du schéma présenté, après une faille une couche sédimentaire
(couleur grise) s’est formée dans le fossé et a recouvert le bloc surélevé. Les
couches grise et orange sont donc plus récentes que l’âge de la faille.
II) Les types de faille
La définition structurale des failles dépend de l’inclinaison du plan de faille et
du pendage des couches dans les blocs dénivelés ou de la pente de ces blocs dans
le cas des structures cristallines.
1) Les déplacements horizontaux
Si les deux compartiments ont coulissé horizontalement l’un contre l’autre, on
parle d’un décrochement. On peut distinguer deux cas :
- décrochement dextre : c’est un décrochement vers la droite,
- décrochement sénestre : c’est un décrochement vers la gauche.
Figure 7.5 : les déplacements horizontaux : les décrochements (pour rappel
RHL : rejet horizontal latéral)
2) Les déplacements verticaux
Si les deux compartiments ont coulissé verticalement l’un contre l’autre, on
parle d’une faille. On peut distinguer deux cas :
- faille normale : elle correspond à un mouvement d’extension (détente) dans
l’espace entre les deux blocs et à l’effondrement d’un bloc par rapport à un
autre. Le plan de faille est incliné en descendant vers le bloc affaissé ;
- faille inverse : elle correspond à un mouvement de compression ou de
rapprochement entre deux blocs avec un rejet vertical pour l’un des deux
blocs. Le plan de faille surplombe le compartiment affaissé.
Figure 7.6 : faille normale et faille inverse
Les failles peuvent aussi être classées en fonction de la position du plan de
faille par rapport au pendage. On peut distinguer deux cas également :
- les failles conformes : elles présentent une continuité entre les pendages
des couches géologiques et le plan de faille ;
- les failles contraires : elles présentent une opposition entre le pendage des
strates géologiques et le plan de faille.
Figure 7.7 : les différents de relief de faille
3) Les associations de failles
Lorsqu’un terrain est affecté par plusieurs failles, on parle soit de faisceau de
failles, soit de champs de failles :
- un faisceau de failles est un ensemble de failles ayant la même direction
dans un secteur donné ;
- un champ de failles représente une série de failles dans plusieurs directions
sur un même espace.
Exemple : Sur la bordure orientale des Vosges, un ensemble de horsts et de grabens
qui regardent le fossé rhénan constitue les collines sous vosgiennes dont
l’orientation principale est sud nord.
Figure 7.8 : exemple du système en horst et graben du fossé rhénan ; la ligne en
pointillé représente le modelé actuel, les formes ont été adoucies par le travail de
l’érosion.
On retrouve fréquemment ce type de dispositif en gradin en bordure de rift
océanique ou continental.
Au total, l’analyse fine de la structure permet de reconstituer en plusieurs
étapes l’évolution du relief :
- la mise en place des couches
- leur fracturation
- le travail de l’érosion.
Chapitre 8 : LES STRUCTURES CRISTALLINES
SYNTHESE
Dans les socles cristallins non repris dans les orogènes récents, les traits
majeurs du paysage appartiennent à des plateaux qui ne sont autres que des
vestiges de surfaces d'aplanissement tronquant des matériaux variés
indépendamment de leur lithologie, et éventuellement de leur résistance.
Les matériaux cristallins - plutoniques et métamorphiques - peuvent
donner des reliefs saillants ou des formes en creux, en fonction de facteurs
divers parmi lesquels la priorité paraît devoir être donnée à la composition
minéralogique, à l'arrangement des minéraux, et aux inégales facilités offertes à
la pénétration de l'eau. S'il demeure un certain nombre d'inconnues dans
l'interprétation des causes structurales de l'altérabilité des roches de socle, un large
éventail de formes témoigne d'un comportement très contrasté, les granites, en
particulier, donnant :
- les « aiguilles » corses de Bavella,
- les dépressions du « Morvan troué »,
- les « pains de sucre » de la baie de Rio de Janeiro,
- les collines en « demi-oranges » de Guyane.
Au regard des roches sédimentaires qui, par leur faciès, sont aisément
classables en matériaux durs et tendres, l'inégale résistance des roches cristallines
est beaucoup plus difficile à définir puisqu'il n'y a pas de relation directe entre le type
de roche et sa résistance : la méthode consiste donc à partir du relief pour en
déduire l'échelle de résistance afin d'isoler les facteurs d'altération. Cette ablation
sélective entraîne le déblaiement des terrains tendres, parce que préalablement
ameublis, la mise en relief des terrains résistants, et donc le dégagement de formes
structurales dérivées d'autant plus net que la disposition des différentes roches les
unes par rapport aux autres favorise l'exploitation des contrastes pétrographiques.
C'est le cas des batholites granitiques qui peuvent s'exprimer par des topographies
saillantes (Sidobre castrais) ou déprimées (Veinazès dans la Chataîgneraie
cantalienne), ou à la fois saillantes et déprimées (Quintin en Bretagne centrale),
selon la nature des roches dans lesquelles ces intrusions se sont mises en place
(roches dites « encaissantes »). La morphologie des régions de socle ne se résume
toutefois pas à cette simple opposition entre des reliefs résiduels et des formes en
creux, les alvéoles, en raison de la grande diversité des contacts entre matériaux de
résistance inégale.
La notion d'échelle spatio-temporelle est fondamentale dans toute
approche morphologique. L'exemple des quartzites suffit à le démontrer puisque
ces roches sont à la fois résistantes à l'altération en raison de leur composition
chimique et, à la fois très sensibles à la fragmentation que favorise leur intense
diaclasage 6: leur mise en relief systématique témoigne que leurs abondants tabliers
d'éboulis ne représentent qu'une « livrée » habillant des versants dont le
dégagement s'est opéré sur une durée bien supérieure au Quaternaire froid. On ne
saurait les confondre avec les formes du modelé : alors que la « sculpture des
6 diaclasage : quantité de fissures dans une roche
formes du relief » dépend du jeu antagoniste des facteurs endogènes et des facteurs
exogènes et que l'évolution géologique en fixe les grandes lignes, la « ciselure ou la
gravure du relief des formes » (C. Klein) est sous le contrôle des conditions
climatiques présentes ou des conditions paléoclimatiques qui ont régné dans un
passé proche.
Prenons ici l’exemple du granite, il est :
- dur en climat tempéré, froid et sec (déserts), où les roches forment des reliefs
en pains de sucre ;
Pains de sucre Altérites et colluvions
- tendre en climat tropical humide, où on observe la formation de cuvettes et
alvéoles.
Alvéole Cuvettes
Granite
Granite
Il s’agit ici d’un aperçu très rapide des grandes orientations du
cours de géomorphologie dynamique, cette présentation est là pour
information et ne rentre pas dans le cadre de l’examen de fin
d’année.
DYNAMIQUE DES SYSTEMES MORPHOCLIMATIQUES
Avertissement : ce cours intervenant en deuxième année, il prend la suite du cours de
géomorphologie structurale ; il est considérer comme acquis la bonne maîtrise de cette
partie de la géomorphologie. Le changement de maquette fait disparaître la géomorphologie
dynamique de la deuxième année et il est donc nécessaire de réaliser par vous même ce
travail d’apprentissage par des lectures complémentaires ! Sont présentés ici les pistes
bibliographiques et le plan du cours.
Egalement, on portera une attention toute particulière à ne pas reproduire un défaut
fréquent que l’on rencontre dans la presse et même dans certains ouvrages de cette
bibliographie : il ne faut pas faire preuve d’anthropomorphisme en transposant des
caractéristiques typiquement humaines aux composantes naturelles (milieu, climat) comme
celle de la fragilité, de la sensibilité ou pire celle de l’agressivité. On rencontre cette notion
très fréquemment adossée au climat. Un climat n’est pas agressif car il n’y a pas d’intention
derrière de faire du mal aux hommes ! Il vaut mieux souligner alors l’intensité des
phénomènes, parler de milieu réactif plutôt que fragile, etc.
SYNTHESE
Le but de ce cours est de mettre en exergue les relations fondamentales
entre le climat et les formes du relief terrestre. Dans toutes les zones de cette
planète, on peut identifier des formes de relief dont la mise en place provient de
différents mécanismes naturels dont ceux liés au climat. Ce cours se veut avant tout
être une initiation à l’étude de certaines familles de relief et une introduction à la
science qui les étudie : la géomorphologie, ici approchée dans sa dimension
dynamique, mais également d’y replacer l’homme dans son contexte naturel. Au fil
du temps, il est devenu une composante de plus en plus efficace dans ces
dynamiques morphoclimatiques en favorisant certains processus et en déstabilisant
des équilibres naturels pluri millénaires ;
Ce cours mettra donc l’accent sur plusieurs approches :
- l’aspect dynamique est fondamental : l’étude des processus
dominants dans l’établissement des grandes formes de relief permet de
mettre l’accent sur quelques mécanismes fondamentaux où sont mis en
exergue les principaux agents naturels : l’eau, l’action du froid par le gel,
l’action du chaud, du vent …
- l’aspect systémique est important : en effet, dans la nature, aucun
mécanisme n’agit de façon isolée, mais plutôt en combinaison, en
interaction les uns avec les autres. Les formes de relief découlent
directement de cette interaction dynamique ;
- les grands domaines morphoclimatiques : certaines familles de formes
ne se rencontrent qu’à certaines latitudes ou altitudes et sont issues
directement de certains mécanismes privilégiés. Deux exemples peuvent
être étudiés en priorité pour illustrer cette spécificité liée au déterminisme
naturel : les domaines morphoclimatiques glaciaires et périglaciaires et les
domaines arides chauds.
ATTENTION : compte tenu de la plus ou moins grande rapidité d’avancement du
cours, il est demandé aux étudiants de se renseigner sur les chapitres réellement
traités lors du cours d’amphi, le faible volume horaire ne permettant pas de traiter
l’intégralité des domaines morphoclimatiques et surtout d’aborder le niveau de
détail pourtant si riches d’enseignement. Ce cours n’est qu’une trame générale,
un canevas en quelque sorte pour ouvrir des pistes de réflexion, et qu’il faut
compléter par des lectures et par un travail sur les illustrations. En effet, il est
impossible d’insérer tous les dessins tous les blocs diagrammes nécessaires à
l’illustration de ce cours. Ceci représente le nécessaire travail personnel inhérent
à tout étudiant, notamment quand il aborde des disciplines fondamentales !
Donc, il est demandé aux étudiants de compléter cette approche par des lectures
OBLIGATOIRES ! Voici quelques orientations bibliographiques annotées de
réflexions personnelles :
BIBLIOGRAPHIE
Cette liste bibliographique bien sûr est loin d’être exhaustive :
· AMAT J.P., DORIZE L & LE COEUR Ch. (2002) : « Eléments de Géographie Physique » Ed. Bréal, coll.
Grand Amphi ;
· COQUE R (2000) : « Géomorphologie » Ed. A Colin, coll. U ; surement l’ouvrage le plus récent dans ce
domaine, donc à consulter !
· DEMANGEOT J (1999) : « Les milieux naturels du globe » Ed. A Colin, coll. U ; ouvrage à maîtriser
obligatoirement !
· DERRUAU M (1988) : « Précis de Géomorphologie » Ed. Masson ; c’est pour moi le plus complet et le plus
synthétique !
· DERRUAU M (1996) ouvrage collectif sous la direction de : « Composantes et concepts de la géographie
physique » Ed. A Colin ; ouvrage qui n’est pas toujours adaptée aux premières années de la Géographie mais
qui a le grand mérite de brosser un panorama moderne des différentes approches disciplinaires qui composent
la Géographie Physique !
· GEORGE P (2000) : « Dictionnaire de Géographie » Presses Universitaires de France ;
· GODARD A & ANDRE M.F. (1999) : « Les milieux polaires » Ed. A Colin, coll. U ; pour approfondir les
domaines froids, c’est un ouvrage de référence en la matière
· TRICART J (1981) : « Précis de Géomorphologie » Ed. SEDES, 3 tomes ; pour ceux qui se seraient
découverts une passion pour cette discipline, un ouvrage ancien mais très complet. Attention : de très
nombreux passages
théoriques qui risquent d’être difficiles à assimiler !
· VALADAS B (2004) : « Géomorphologie dynamique » Ed. A Colin, coll. campus; une synthèse plus
actuelle et facile d’accès.
· VEYRET Y & VIGNEAU J.P. (2002) : « Géographie Physique » Ed. A Colin, coll. U ;
· VIERS G (1967) : « Eléments de Géomorphologie » Ed. Nathan, coll. Nathan université ; une synthèse très
facile d’accès, un ouvrage très pédagogique, même s’il est un peu ancien !
BIBLIOGRAPHIE INDICATIVE
1) OUVRAGES A CONSULTER OBLIGATOIREMENT : (soit dans leur
ensemble, soit en fonction des chapitres abordés) :
Cette liste bibliographique bien sûr est loin d’être exhaustive :
· VIERS G. - 2003 – « Eléments de Géomorphologie », 2è éd., Coll.
Universités, Ed. Nathan, 208 p.
· DERRUAU M. -1988 - « Précis de Géomorphologie » Ed. Masson, 7e édition,
533 p.
· COQUE R. – 2000 - « Géomorphologie » Ed. A Colin, coll. U, 503 p.
· DEMANGEOT J. – 2000 - « Les milieux naturels du globe » Ed. A Colin, coll.
U, 364 p.
· AMAT J.P., DORIZE L & LE COEUR Ch. – 2002 - « Eléments de Géographie
Physique » Ed. Bréal, coll. Grand Amphi, 448 p.
· VEYRET Y. & VIGNEAU J.P. – 2002 - « Géographie Physique » Ed. A Colin,
coll. U, 368 p.
· TRICART J. – 1981 - « Précis de Géomorphologie » Ed. SEDES, (un des
rares auteurs à avoir écrit 3 ouvrages concernant les 3 domaines de la
Géomorphologie), 3 tomes et notamment le Tome 1 Géomorphologie
structurale (ouvrage difficile).
o Tome 1 : Géomorphologie structurale, 1968, 322 p.
o Tome 2 : Géomorphologie dynamique générale, 1977, 345 p.
o Tome 3 : Géomorphologie climatique, 1981, 313 p.
2) BIBLIOGRAPHIE COMPLEMENTAIRE
· PEULVAST J.-P., VANNEY J.-R., 2001-2002 – Géomorphologie structurale :
Terre, corps planétaires solides, Coll. GéoSciences, BRGM-SGF, OrléansParis :
o Tome 1 : Relief et structure, 516 p.
o Tome 2 : Relief et géodynamiques, 524 p.
Ces deux ouvrages sont assez ardus et demandent au préalable d’avoir
acquis des connaissances dans les différents domaines de la
Géomorphologie. C’est cependant la synthèse à la fois la plus récente et à la
fois la plus complète dans ce domaine.
· BIROT P. - 1959 – Précis de Géographie Physique Générale, Ed. Armand
Colin, 403 p.
· CHAPUT J.-L. - 2006 – Initiation à la Géomorphologie, 2è éd., Coll.
Universités Géographie, Ellipses, 172 p.
· CAILLEUX A. - 1976 – Géologie générale : Terre, lune, Planètes, Ed.
Masson, 346 p.
· DEBELMAS J., MASCLE G., BASILE Ch. - 2008 – Les grandes structures
géologiques, 5è éd., Coll. Sciences Sup., Dunod, 336 p.
· DELCAILLAU B. - 2004 - Reliefs et Tectonique récente. Nouveau précis de
Géomorphologie, Coll. Vuibert Supérieur, Vuibert, 256 p.
· DERRUAU M. - 2007 – Les formes du relief terrestre. Notions de
géomorphologie, 8e éd., Coll. U, Armand Colin, 119 p.
· ETONGUE MAYER R. - 2003 - Géomorphologie : Principes, méthodes et
pratique, 2e éd., Editions Guérin Canada, Montréal, 512 p.
· FOUCAULT A., RAOULT J.-F. - 2005 – Dictionnaire de Géologie, 6è éd.,
Coll. Universciences, Dunod, 400 p.
· JOLY F. - 1999 - Glossaire de géomorphologie : Base de données
sémiologiques pour la cartographie, Coll. U, Armand Colin, 325 p.
· MOTTET G. - 1999 – Géographie physique de la France, Coll. Premier cycle,
Presses, Universitaires de France, 3e édition, 768 p.
· PECH P., 1999 – Géomorphologie structurale, Coll. Synthèse, Armand Colin,
96 p.
· PECH P., REGNAULD H., SIMON L., TABEAUD M. - 1999 – Lexique de
Géographie Physique, Coll. Synthèse, Armand Colin, 96 p.
· POMEROL Ch. et BLONDEAU A. - 1980 – INITIATION A LA GEOLOGIE :
mémento du Géologue, Paris, 2è éd., Ed. Boubée, 208 p.
· POMEROL Ch., LAGABRIELLE Y., RENARD M., 2005 – Eléments de
Géologie, 13è éd., Coll. Universciences, Dunod, 784 p.
· SAFFACHE P.- 2003 – Glossaire de Géomorphologie, Ed. Ibis Rouge,
Presses Univ. Créoles (Collection Documents Pédagogiques - Géographie),
172 p.
· DE WEVER, JAUPART, GUIRAUD, KOMOROWSKI, SAUTTER, BOUDON,
PARODI, LEYRIT, LENAT et BARDINTZEFF – 2003 - « LE VOLCANISME :
cause de mort et source de vie », Paris, Ed. Vuibert, 328 p.
ENCYCLOPEDIE UNIVERSALIS : articles d’auteurs importants (notamment R.
Coque).
REVUES :
· Géomorphologie : Relief, Processus, Environnement
· Annales de Géographie
· Géologie de la France
PLAN DU COURS DE GEOMORPHOLOGIE DYNAMIQUE
CHAPITRE 1 : LES GRANDS MECANISMES FONDAMENTAUX
CHAPITRE 2 : EROSION, CLIMAT ET RELIEF : APPROCHE
SYSTEMIQUE
CHAPITRE 3 : LES SYSTEMES MORPHOCLIMATIQUES EN
CONDITIONS FROIDES ET TEMPEREES : LES DOMAINES
GLACIAIRES, PERIGLACIAIRES ET TEMPERES
CHAPITRE 4 : LES SYSTEMES MORPHOCLIMATIQUES EN
CONDITIONS CHAUDES ET/OU SECHES : LES DOMAINES ARIDES
ET TROPICAUX
CHAPITRE 5 : LES SYSTEMES MORPHOCLIMATIQUES EN
CONDITIONS ALTITUDE : LES DOMAINES DE MONTAGNE ET DE
HAUTE MONTAGNE
CHAPITRE 6 : L’HOMME ET L’EROSION DANS LE MONDE
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