REPUBLIQUE DE COTE D’IVOIRE Union – Discipline – Travail Ministère de l’Enseignement Supérieur et de la Recherche Scientifique UFR des Sciences des Sciences Géologiques et Minières – UFR SGM COURS DE GEOMORPHOLOGIE Prépa 1 Géologie – Mines 1 Objectifs du cours A l’issue de ce cours, les étudiants doivent : - Connaitre les processus géomorphologiques et comprendre comment ces processus (érosion, transport et sédimentation) façonnent le paysage ; - Être capables de reconnaître et de décrire différentes formes de relief (montagnes, vallées, plateaux, etc.) ; - Comprendre comment les forces internes de la Terre (volcanisme et tectonique des plaques) interagissent avec les forces externes pour façonner le relief ; - Être capables d’appliquer ces connaissances à des situations réelles comme l’évaluation et la gestion des risques naturels ou la planification de l’aménagement du territoire ; - Développer des compétences pour effectuer des recherches, analyser des donner et interpréter des cartes et des relevés topographiques. 2 SOMMAIRE CHAPITRE I : GENERALITES CHAPITRE II : QUELQUES CONCEPTS DE BASE CHAPITRE III : PROCESSUS GEOMORPHOLOGIQUES CHAPITRE IV : DIFFERENTES FORMES DE RELIEF CHAPITRE V : METHODES D’ETUDE EN GEOMORPHOLOGIE 3 INTRODUCTION La notion de géologie dérive des mots grecs « geo » qui signifie Terre et « logos » qui signifie discours. C’est la science dont le principal objet d’étude est la Terre. Cette science fait appel à de nombreuses disciplines dont la biologie, la physique, la chimie, la climatologie, etc. Elle comprend de nombreuses spécialités, comme par exemple (figure 1) : - La pétrographie : étude des roches, - La minéralogie : étude des minéraux, - La cristallographie : étude des propriétés cristallines de la matière, - La volcanologie : étude des volcans, - La sismologie : étude des séismes (tremblements de terre), - La sédimentologie : étude des sédiments, - La géochimie : étude du comportement chimique des éléments, - La stratigraphie : étude de la succession des sédiments, - La paléontologie : études des fossiles, - La géomorphologie : étude du relief de la Terre … Figure 1 : Relation entre certaines spécialités de la géologie et plusieurs disciplines comme la physique, la chimie, les maths et la biologie. Les méthodes d'études et les connaissances géologiques s'appliquent dans de nombreux domaines économiques et industriels, comme l'exploitation des matières premières, le génie civil, la gestion des ressources en eau, la gestion de l'environnement ou la prévention des risques naturels. 4 En géologie, les objets d’étude sont par exemple les roches et les minéraux, mais également les fossiles, les substances utiles (pétrole, gaz, minerai) ou certains phénomènes physiques comme les séismes et les volcans. Les métiers de la géologie sont nombreux et variés, par exemple : géologue pétrolier ou minier, hydrogéologue, volcanologue, sismologue, géologue dans les travaux publics, paléontologue, chercheur universitaire … CHAPITRE 1 : GÉNÉRALITÉS 1.1. Le Globe terrestre La Terre a une forme sphérique imparfaite, puisqu’elle est aplatie au niveau des pôles (à cause de la rotation de la Terre qui entraîne la formation d’un ‘bourrelet’ au niveau de l’équateur). Le diamètre moyen du sphéroïde de référence (appelé géoïde) est d'environ 12 800 km, et la différence entre le rayon polaire et le rayon équatorial moyen est d’environ 22 km. La masse de la Terre est estimée à 5,977 × 1024 kg et sa densité moyenne est de 5,517. La Terre peut être considérée comme un solide entouré d’une enveloppe liquide discontinue, l’hydrosphère, et d’une enveloppe gazeuse, l’atmosphère. 1.1.1. La structure de la Terre La Terre est une planète tellurique1, c'est‐à‐dire une planète essentiellement rocheuse et qui possède un noyau métallique, contrairement aux géantes gazeuses, telles que Jupiter, essentiellement constituées de gaz légers (hydrogène et hélium). Il s'agit de la plus grande des quatre planètes telluriques du Système solaire, que ce soit par la taille ou la masse. L'intérieur de la Terre, comme celui des autres planètes telluriques, est stratifié, c'est‐à‐dire organisé en couches concentriques superposées, qui ont des densités croissantes avec la profondeur. Ces diverses couches ne sont pas composées des mêmes roches (nature pétrographique différente) et ont des propriétés physiques différentes : 1.1.2. La Croûte terrestre La couche extérieure de la Terre est appelée croute terrestre ou écorce terrestre. Elle est solide, et de faible épaisseur comparée au rayon terrestre (l’épaisseur varie d’environ 6 ‐ 7 km sous les océans à plus de 50 km sous les continents). La croûte et la partie supérieure froide et rigide du manteau supérieur sont appelés lithosphère. La surface de contact entre la croûte et le manteau est appelée la discontinuité de Moho ou le Moho2 ; il se visualise très bien par les méthodes sismiques. 5 La surface externe de la Terre (une fine pellicule) est divisée en plusieurs segments rigides, ou plaques tectoniques. Ces plaques se déplacent lentement sur la surface sur des durées de plusieurs millions d'années (voir en géodynamique interne). Environ 71 % de la surface de la Terre est couverte d'océans d'eau salée, les 29 % restants étant des continents et des îles. 1.1.3. Le Manteau Le manteau se trouve sous la croûte est divisé en Manteau supérieur (couche comprise entre le Moho et 670 km de profondeur) et Manteau inférieur (de 670 km de profondeur jusqu’à la limite avec le Noyau, à 2900 km de profondeur). Le Manteau supérieur n’est pas aussi solide que la croûte, car il est en partie ‘visqueux’, sauf dans sa partie supérieure (la lithosphère). L’asthénosphère se trouve sous la lithosphère, dans le Manteau supérieur. 1.1.4. Le Noyau Le Noyau est la couche la plus profonde et la plus dense, il se trouve au centre de la Terre et il est séparé du Manteau par la discontinuité de Gutenberg (figure 2). Il est composé à presque 90 % de fer, ce qui est très différent des autres couches. Ce noyau est lui-même divisé en deux couches (séparées par la discontinuité de Lehman), un noyau externe liquide et très peu visqueux (de 2900 km à 5100 km) et un noyau interne solide encore appelé graine. Cette graine résulte de la cristallisation du noyau du fait du refroidissement de la Terre. Cette cristallisation, par la chaleur latente qu'elle libère, est à l’origine d'une convection du noyau externe, qui est la source du champ magnétique terrestre. 1 Les autres planètes telluriques dans le système solaire sont Mercure, Vénus et Mars. Elles sont constituées de roches et de métaux. Les planètes gazeuses sont Jupiter, Saturne, Neptune et Uranus. Il existe également autour de ses planètes un grand nombre de satellites naturels, qui gravitent autour de leur planète, comme la Lune autour de la Terre. 2 Les sismologues Mohorovicic (‘Moho’), Gutenberg et Lehmann ont réussi à déterminer l'état et la densité des couches par l'étude du comportement des ondes sismiques. 6 Figure 2 : Structure interne de la Terre (www2.ggl.ulaval.ca). Tableau 1 : Synthèse des caractéristiques de la structure interne de la Terre. Structure interne de la terre Croûte Croûte continentale terrestre Croute océanique Manteau Noyau Manteau supérieur (= lithosphère4 + asthénosphère) Manteau inférieur Noyau liquide externe Noyau interne solide = graine Épaisseur 30 – 65 km 5 – 15 km Jusqu’à 670 km de profondeur De 670 km à 2900 km de profondeur De 2900 km à 5100 km de profondeur De 5100 km au centre de la terre Densité 2,7 à 3 3,2 moyenne 3,3 à 4,4 en Température Elle augmente en fonction de la profondeur < 2000 °C Jusqu’à 5,5 < 3000 °C 9,5 à 11,5 < 4000 °C 12 à 13 < 5000 °C 1.2. Quelques concepts de base Afin de mieux comprendre la suite de ce cours, il est important de clarifier les concepts de base que constitue la géodynamique externe, la géodynamique interne et la géomorphologie. 7 1.2.1. La géodynamique externe La géodynamique externe traite des forces et processus qui affectent la surface de la Terre. Elle s’intéresse aux enveloppes externes du globe terrestre, atmosphère, hydrosphère, et de leur interaction avec la surface de la Terre. 1.2.2. La géodynamique interne La géodynamique interne concerne la dynamique du globe terrestre solide, de sa surface à son centre. Ici, l’accent est donc mis sur les profondeurs de la Terre. Les processus venant de l’intérieur de la Terre, comme le volcanisme et la tectonique des plaques sont abordés. 1.2.3. La géomorphologie La géomorphologie se concentre sur l’étude des formes du terrain et des processus qui les façonnent. La géomorphologie constitue un des éléments de la géographie physique : la physiographie et se situe à l’interface entre la géographie et les sciences de la terre. L’objectif de la géomorphologie est de décrire et d’expliquer les formes du relief terrestre. Dans ce cas il s’agit de reconnaître les processus responsables de la formation du relief ou morphogenèse. Les géomorphologues analysent les paysages, cherchent à en comprendre l'histoire et l’évolution et à prévoir les changements futurs à travers une combinaison d'observations de terrain, d'expérimentations en laboratoire et de modélisations numériques. C’est donc une science à la fois descriptive et explicative. Dans sa partie descriptive, la géomorphologie s’apparente fortement à la géographie physique avec laquelle elle utilise la cartographie, la photographie aérienne, la climatologie, l‘hydrologie, etc. Dans sa partie explicative, elle se rapproche de la géologie et utilise la pétrographie, la géochimie des roches, la stratigraphie, l’hydrogéologie, l’océanographie, etc. Les bases de la dynamique des processus géomorphologiques sont : Météorisation, Erosion, Transport, Sédimentation. 8 CHAPITRE 2 : LES PROCESSUS GEOMORPHOLOGIQUES Quelle que soit l’échelle d’observation (plateau local, régionale, etc.), le relief correspond au bilan momentané entre : • des forces de construction ou forces orogéniques (étude de la tectonique) qui se traduisent par les mouvements des plaques, des tremblements de terre, du volcanisme, des fractures, des failles, des plissements... ; • des forces de destruction ou érosion dont on appréhende les effets par l'action des agents divers (eau, vent, neige, ruissellement, gélifraction, météorisation...). Le relief est donc la résultante d'un antagonisme entre des forces de déformation (exclusivement internes à l'écorce terrestre) violente ou lente et des forces externes qui modèlent, sculptent, façonnent le relief créé. Cet antagonisme est dynamique, non cyclique. Les faits de structure interne de la terre et d'organisation topographique externe doivent se comprendre à la lumière des temps géologiques. En effet, les roches tout comme les continents ne sont pas apparus comme par enchantement : ils ont une longue histoire de mise en place et d'évolution dont on commence à connaitre les principales étapes. 2.1. Les forces de destruction 2.1.1. L’altération météorique et l’érosion mécanique 2.1.1.1. La météorisation L’altération météorique ou la météorisation désigne l’ensemble des processus (mécaniques ou physiques, chimiques et biologiques) qui concourent à la modification des propriétés physiques et chimiques des minéraux, et partant des roches. En d’autres termes, c’est l’ensemble des processus par lequel la roche est désagrégée en surface. La météorisation ameublit les surfaces et prépare le terrain pour l’érosion. 2.1.1.1.1. Les conditions de l’altération météorique Quatre facteurs déterminent l'importance de l'altération : la nature de la roche, le climat, l'absence ou la présence d'un sol et le temps. 1. La nature de la roche : une masse rocheuse s'altère d'autant plus vite qu'elle est constituée des éléments moins stables (Figure 3). 2. Le climat (T° et humidité) : les processus chimiques d'altération (hydrolyse, dissolution, oxydation) sont accélérés dans les climats chauds et humides. En outre, certains processus physiques ne peuvent se dérouler que dans des conditions de température et d'humidité bien précises (voisinage du 0°C pour la gélifraction ; écarts de température importants pour la thermoclastie ; aridité pour l'haloclastie). 9 3. Présence ou absence d'un sol : la présence d'un sol renforce l'efficacité des processus chimiques et physiques d'altération, principalement par l'action des organismes (plantes, bactéries, microbes) qu'il contient. L'eau s'infiltrant à travers un sol s'acidifie en incorporant du gaz carbonique et altère plus rapidement la roche sous-jacente. 4. Le temps : pour un climat et une composition minéralogique donnée, le degré d'altération d'un ensemble rocheux est fonction du temps d'exposition aux processus d'altération. Figure 3: Vitesse de l’altération selon la composition de la roche 2.1.1.1.2. Les processus mécaniques agissant sur la l’altération Les actions mécaniques de la météorisation entraînent la formation de rupture dans les roches sans modification de leur nature. Les processus physiques (mécaniques) de la météorisation sont : - La gélifraction La gélifraction correspond à la fragmentation d'une masse rocheuse en réponse aux pressions exercées par le gel et le dégel de l'eau qu'elle contient : en effet, une même quantité d'eau occupe un volume plus grand (d'environ 9%) à l'état solide qu'à l'état liquide. En gelant dans les vides d'une roche, l'eau tend à les agrandir, créant ainsi des fractures. Les fragments ainsi créés se désagrègent lors du dégel. De nombreuses répétitions du cycle gel-dégel sont cependant 10 nécessaires pour réduire une roche en morceaux. Les roches riches en fissures sont généralement débitées en blocs anguleux par ce processus. Les roches homogènes mais poreuses, se désagrègent grain par grain. La gélifraction est un phénomène important dans les endroits où la température avoisine 0 degrés à certaines périodes de l'année, comme en haute montagne et dans les régions polaires. - Exfoliation et desquamation L'exfoliation est un processus d'altération qui délite les roches massives et homogènes en grandes dalles courbes, épaisses de quelques décimètres et parallèles à la topographie. Ce type de fracturation semble lié à la diminution de pression lorsque des roches d'origine profonde (magmatiques ou métamorphiques) sont mises à jour par l'érosion (c.à.d. l'enlèvement) des couches superficielles. Le terme desquamation (synonymes : altération en pelure d'oignon, altération sphéroïdale) est utilisé lorsque les feuillets rocheux ont une épaisseur millimétrique ou centimétrique. Ce phénomène est encore mal compris actuellement. Il produit parfois des morphologies similaires à celles résultant de l'hydrolyse de roches cristallines fracturées (altération en boules). - La thermoclastie La thermoclastie correspond à la fragmentation d'une masse rocheuse en réponse à de fortes variations de la température extérieure. Les variations de température que subit une roche provoquent des épisodes de dilatation (chaud) et de contraction (froid) sur une certaine épaisseur. A la longue, des fractures se forment entre la zone externe qui réagit aux changements de température et la zone interne qui est inerte. La thermoclastie est fréquente dans les déserts tropicaux où l'écart entre les températures diurnes et nocturnes peut dépasser 50 degrés. - L’haloclastie L'haloclastie correspond à la fragmentation d'une masse rocheuse par des cristaux de sels formés lors de l'évaporation de l'eau qu'elle contient. Lorsque de l'eau riche en sels dissous contenue dans une roche s'évapore, des cristaux de sels se forment. En grandissant, ils exercent des pressions au sein de la roche, comme la glace dans le cas de la gélifraction. Ces pressions conduisent peu à peu à une fragmentation de la roche. L'haloclastie est particulièrement efficace dans les roches sédimentaires poreuses. C'est un phénomène fréquent le long des littoraux et dans les régions semi-arides. Il peut même avoir lieu dans les déserts où les rosées et les rares pluies fournissent l'humidité nécessaire. - La décompression (suivant déglaciation ou érosion rapide) ; - L’humidification-séchage (wetting and drying). 2.1.1.1.3. L’altération chimique 11 L’altération chimique désigne des actions chimiques variées transformant la totalité ou une partie des constituants minéraux des roches. C’est une transformation lente des minéraux d’un stade instable à un stade stable. L’altération potentielle des roches résulte des combinaisons entre leur composition chimique et minéralogique, leur porosité et leur fissuration. Elle a lieu dans un environnement de surface où abondent l’eau et les gaz atmosphériques (O2 et CO2). L’eau, facteur le plus important, agit sous forme de dipôle (OH--H+). Les processus chimiques de la météorisation : - dissolution (eau minéralisée, ions, acides, etc.) ; - Oxydation et réduction (en présence d’eau : ex. Fe2+ à Fe3+ ou FeO à Fe2O3) ; attaque les minéraux ; - Hydrolyse (apport de H+ ou d’OH- dans la structure des minéraux) ; - Hydratation (association avec H2O) 2.1.1.1.4. L’altération biologique La fragmentation peut être due à l’action de certains organismes végétaux entre autres les racines des végétaux et les lianes. L’homme et certains microorganismes prennent une part active dans les processus de désagrégation des roches. Les processus biologiques de la météorisation se résument à l’action des bactéries, des acides humiques, des racines, des animaux microscopiques et des animaux fouisseurs. 2.1.2. L’érosion mécanique et la formation des modelés En géomorphologie, l’érosion est le processus de dégradation et de transformation du relief, et donc des roches, qui est causé par tout agent externe. C’est un phénomène essentiellement physique qui sous-tend la dynamique et le transport. Dans le processus on distingue quatre types d’érosion : érosion linéaire, érosion en masse, l’érosion éolienne et l’érosion par la glace. 2.2.2.1. L'érosion linéaire L'érosion linéaire est exprimée par tous les creusements linéaires qui entaillent la surface du sol suivant diverses formes et dimensions (griffes, rigoles, ravines, etc.). En fait, l'érosion linéaire apparaît lorsque le ruissellement en nappe s'organise, il creuse des formes de plus en plus profondes. On parle de griffes lorsque les petits canaux ont quelques centimètres de profondeur, de rigoles lorsque les canaux dépassent 10 cm de profondeur mais sont encore effaçables par les techniques culturales. On parle de nappe ravinante lorsque les creux ne dépassent pas 10 à 20 cm mais que leur largeur atteint plusieurs mètres et enfin, de ravines lorsque les creux atteignent plusieurs dizaines de cm (plus de 50 cm) et en particulier, lorsqu'ils ne sont plus effaçables par les techniques culturales. A l'intérieur des ravines on peut encore distinguer des petites ravines dont 12 le lit est encore encombré de végétation herbacée et surtout arbustive et qu'on pourra fixer rapidement par des méthodes biologiques. Par contre, dans des grandes ravines qui peuvent s'étaler sur plusieurs kilomètres, le canal central comporte des blocs rocheux, témoins d'un charriage important et d'une certaine torrentialité. Trois théories permettent d’expliquer la naissance du ruissellement : Selon la théorie de Horton (1945), le ruissellement naît lorsque l'intensité des pluies est supérieure à la capacité d'infiltration du sol (Figure 4.a). Cependant, les hydrologues ont montré qu'il était rare d'obtenir une bonne corrélation entre le volume ruisselé sur un bassin versant et l'intensité des pluies. On a donc cherché une autre explication. Selon la théorie de la saturation du milieu, le ruissellement naît lorsque l'espace poreux du sol est saturé (fig. 4.b). Lorsqu'un milieu est totalement saturé, toute goutte d'eau tombant dans ce milieu ruisselle, quelle que soit l'intensité de la pluie. Théorie de la contribution partielle de la surface du bassin au ruissellement Sur la fig. 4.c, on constate que le ruissellement observé au niveau de la rivière est fonction de la surface du sol saturé au fond de la vallée. L’ensemble du bassin versant va contribuer au volume écoulé par la rivière par extension de la surface saturée, la nappe étant alimentée directement par le drainage de l'ensemble du bassin. Figure 4 : Naissance du ruissellement : trois théories 2.2.2.2. L'érosion en masse 13 Alors que l'érosion linéaire s'attaque à la surface du sol, le ravinement aux lignes de drainage du versant, les mouvements de masse concernent un volume à l'intérieur de la couverture pédologique. Les phénomènes de mouvement de masse sont très nombreux mais on peut les regrouper en six groupes principaux (figure 5) : - Les glissements lents (creep) C'est un glissement plus ou moins lent des couches superficielles de la couverture pédologique, généralement sans décollement, qui s'observe assez généralement sur les pentes fortes grâce à la forme couchée des jeunes plants forestiers et à la forme en crosse de la base des arbres adultes. - Les glissements rapides Les glissements de terrain en planches sont des décollements d'une couche plus ou moins épaisse de sol, glissant sur un horizon plus compact (souvent de la roche altérée), servant de plan de glissement. Ce phénomène est très courant sur les schistes dont le pendage est parallèle à la topographie (pendage conforme) sur les gneiss et sur les marnes en voie d'altération. - Les versants moutonnés Formes molles apparaissant dans des conditions humides lorsque les horizons superficiels dépassent le point de plasticité et progressent lentement, comme une pâte dentifrice, entre la trame de racines qui retient l'horizon de surface et l'horizon compact imperméable que représente l'altérité des marnes ou des argilites par exemple. - Les coulées boueuses (lave torrentielle) Ce sont des mélanges d'eau et de terre à haute densité ayant dépassé le point de liquidité et qui emportent à grande vitesse des masses considérables de boue et de blocs de roches de taille imposante. 14 Figure 5 : Différentes formes d’érosion en masse - Les glissements rotationnels en "coups de cuillère" Ce sont des glissements où la surface du sol et une partie de la masse glissent en faisant une rotation, de telle sorte qu'il apparaît une contrepente sur le versant (fig. 6). Il s'agit souvent de toute une série de coups de cuillère, laissant au paysage un aspect moutonné. Fig.6 : Glissement rotationnel en coups de cuillère - Les formes locales Il s'agit d'éboulements rocheux, de sapements de berges ou d'effondrements de versants qui entraînent des glissements localisés. Ceux-ci sont très fréquents en tête de ravine : ils entraînent l'éboulement de la partie supérieure des lèvres d'une ravine et font progresser la ravine vers le 15 sommet de la colline par érosion régressive. On les retrouve également dans les oueds, en particulier dans les parties concaves de la rivière lorsqu'elle forme un méandre. 2.2.2.3. L'érosion éolienne L'érosion éolienne prend de l'importance en Afrique de l'Ouest dans les zones tropicales sèches, là où la pluviosité annuelle est inférieure à 600 mm, où la saison sèche s'étend sur plus de six mois et où la végétation de type steppique laisse de larges plaques de sol dénudé. Sur le terrain, on peut observer les trois processus suivants lorsque la vitesse du vent dépasse 15 à 25 km/heure (ou 4 à 7 m/sec.) selon la turbulence de l'air (figure 7). - La saltation de sables fins (0,1 à 0,5 mm) : ce sont les nappes de sable soulevées par vent violent qui circulent sur plusieurs dizaines de mètres sur des surfaces lisses et laissent au sol des nappes de sables ridées (ripplemarks) ou des petites buttes de sable piégées dans les touffes de végétation. Ce sont ces nappes de sable qui flagellent les rochers dans les zones désertiques et leur donnent une forme caractéristique de champignon (corrasion). - La déflation entraîne le départ en suspension des particules légères du sol (argiles, limons et matières organiques). Ces poussières sont aspirées par les tourbillons jusqu'à plusieurs milliers de mètres d'altitude pour être ensuite dispersées sous forme de brume sèche ou pour circuler sous forme de nuage sur plusieurs milliers de kilomètres. - Lors de la reptation (roulement ou traction ou glissement), les grains de sable (0,5 à 2 mm), trop lourds pour être aspirés en altitude, sont déséquilibrés par les bourrasques du vent, roulés et traînés à la surface du sol jusqu'en haut des dunes qui progressent ainsi de quelques mètres par heure de vent violent. Figure 7 : Trois processus d'érosion éolienne : suspension, saltation, traction (reptation) 16 Figure 8 : Les étapes de la formation de cailloux aux formes géométriques sous l’effet du vent (la corrasion). 2.2.2.4. Erosion par la glace Les glaciers érodent, transportent les matériaux qu’ils ont érodés et les déposent lors de la fusion de la glace. Les dépôts dus aux glaciers sont généralement très hétérogènes (particules, blocs) Ex : les moraines glaciaires, les tillites glaciaires (fig.6). Voici les principaux dépôts qui caractérisent le paysage post-glaciaire : - Moraine frontale : dépôt formé au front du glacier, quand le glacier a atteint son avancé maximum et qu'il est stationnaire, par l'amoncellement des fragments rocheux de toutes tailles arrachés au substrat par le glacier, ainsi que des sédiments produits par l'abrasion de la glace sur la roche. Ce mélange de sédiments s'appelle un till. - Moraine de fond : dépôt morainique sous le glacier. - Moraine latérale : dépôt morainique aux marges du glacier confiné. - Drumlin : moraine de fond remodelée par l'avancé du glacier. - Esker : dépôt fluvio-glaciaire serpentiforme formé par des cours d'eau confinés qui se situaient à l'intérieur ou sur le glacier ; la fonte du glacier laisse un lacet de sédiments. - Kame : dépôt fluvio-glaciaire dans une cavité ou une dépression du glacier qui, après la fonte forme de petits monticules. - Kettle : dépression dans une moraine ou un dépôt fluvio-glaciaire créée par la fonte d'un bloc de glace emprisonné dans les matériaux. 17 Figure 8 : Principaux dépôts du paysage postglaciaire 2.2. Les forces de construction Les forces de construction ou forces orogéniques se traduisent par les mouvements des plaques, des tremblements de terre, du volcanisme, des fractures/failles, des plissements... 2.2.1. Les séismes La sismologie est la science qui étudie les séismes ou tremblements de terre (le mot sismologie vient du grec « seismos »). La sismique quant à elle est la science qui étudie la structure de la lithosphère à l’aide d’ébranlements artificiels (elle est utilisée dans le domaine de la prospection pétrolière). Il se produit de très nombreux séismes tous les jours mais la plupart ne sont pas ressentis par les humains. Environ 100 000 séismes sont enregistrés chaque année sur la planète. Les plus puissants d'entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices : le séisme le plus meurtrier de l’histoire récente, qui a eu lieu en Chine en 1976, a fait plus de 600 000 morts. En Algérie, les séismes ont également fait de nombreuses victimes, notamment à El Asnam en 1980 (3000 morts) ou à Boumerdès en 2003 (plus de 2000 morts). 2.2.1.1. Définition d’un séisme Un séisme est un ébranlement brutal du sol provoqué par l’arrivée d’ondes créées en profondeur à la suite d’une rupture et d’un mouvement brusque de deux compartiments lithosphériques. La conséquence est une libération instantanée d’énergie. Le foyer du séisme (= hypocentre) est le point où débute le mouvement, l’épicentre est sa projection sur la surface terrestre et correspond au lieu où la secousse est maximale (Figure 9). 18 Un tremblement de terre peut être superficiel (foyer à moins de 60 km de profondeur), intermédiaire (de 60 à 300 km) ou profond (> 300 km). Ce sont les tremblements de terre superficiels qui sont les plus dangereux. La rupture se fait par formation d’une faille ou réactivation d’une faille ancienne. Figure 9 : Caractéristiques d’un séisme 2.2.1.2. Intensité et magnitude Depuis longtemps, les scientifiques ont essayé de classer les tremblements de terre, ils ont donc défini plusieurs échelles afin de caractériser les séismes : ❖ Les échelles d’intensité Elles se fondent sur l'observation des effets et des conséquences du séisme sur des indicateurs communs en un lieu donné (effets sur les personnes, les objets, les mobiliers, les constructions, l'environnement). L’intensité d’un séisme n’est pas une mesure fiable, car elle dépend non seulement de la distance à l’épicentre, mais également du type de sol, des constructions, de l’heure du séisme… Les échelles d’intensité les plus connues sont celles de Mercalli (abandonnée en 1964) et l’échelle MSK (à partir de 1964). Ces deux échelles comprennent 12 degrés d’intensité, notés de I (intensité la plus faible) à XII (intensité la plus forte). ❖ La magnitude La puissance d'un tremblement de terre peut être quantifiée par sa magnitude, notion introduite en 1935 par le sismologue Charles Francis Richter. La magnitude se calcule à partir des différents types d'ondes sismiques en tenant compte de divers paramètres comme la distance à l'épicentre 19 ou la profondeur du foyer, etc. La magnitude est une fonction logarithmique : quand l'amplitude des ondes sismiques est multipliée par 10, la magnitude augmente d'une unité. Ainsi, un séisme de magnitude 7 provoquera une amplitude 10 fois plus importante qu'un séisme de magnitude 6, 100 fois plus importante qu'un de magnitude 5. Figure 10 : A. Comparaison entre les échelles de Mercalli (intensité) et de Richter (magnitude), et B. Variation logarithmique de la magnitude (un séisme de magnitude 5 est 1 000 fois plus puissant qu’un séisme de magnitude 3). 2.2.1.3. La répartition géographique des séismes Les séismes ne se répartissent pas au hasard à la surface du globe, il existe trois zones principales d’activité sismique (Figure 11) : • Les dorsales médio‐océaniques : on les trouve au milieu des océans, elles correspondent à la zone de création de croûte océanique. Les séismes y sont très superficiels (foyer < 20 km) et d’une magnitude généralement faible. Ils correspondent à des mouvements de distension et de coulissement. 20 • La ceinture périalpine, qui englobe tout le système orogénique alpin, depuis le nord de l’Afrique (y compris le Maghreb) jusqu’aux chaînes montagneuses d’Asie centrale (Himalaya, Indonésie). Les séismes peuvent y être plus profonds (jusqu’à 70 km) et ils traduisent des mouvements de rapprochement (= convergence). • La zone située tout autour de l’Océan Pacifique : la localisation des séismes correspond aux grandes fosses océaniques. C’est dans cette zone que se libère 80 % de l’énergie sismique totale. La profondeur des foyers sismiques est très variable, jusqu’à 300 à 700 km. Nous verrons dans le chapitre suivant que la répartition des séismes est la même que celle du volcanisme. Elle souligne les limites de plaques lithosphériques. Figure 12 : Carte de la répartition mondiale des séismes et des volcans 2.2.1.4. Les différents types d’ondes Les tremblements de terre génèrent des ondes qui se propagent à partir du foyer à des vitesses variables selon les milieux. On distingue les ondes de volume (P et S) qui se propagent dans toutes les directions et traversent la planète, et les ondes de surface (L) qui circulent parallèlement à la surface terrestre (elles ne provoquent des ébranlements que jusqu’à une certaine profondeur) : ✓ Les ondes de volume : - Les ondes P (= ondes premières) : ce sont des ondes longitudinales ou de compression. Les particules se déplacent dans la direction de propagation (le déplacement du sol qui 21 accompagne leur passage se fait par des dilatations et des compressions successives). Elles se propagent dans tous les milieux (solides, liquides et gaz) et ce sont les ondes les plus rapides (6 km/s près de la surface). - Les ondes S (= ondes secondes) : ce sont des ondes transversales ou de cisaillement. Les particules se déplacent dans la direction perpendiculaire à la propagation. Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, elles sont en particulier arrêtées par le noyau externe de la Terre. Elles se déplacent moins rapidement et elles apparaissent en second sur les sismogrammes. ✓ Les ondes de surface : On distingue deux types d’ondes, les ondes de Love (L) et les ondes de Rayleigh (R). Leur effet est comparable aux rides formées à la surface d'un lac. - Les ondes de Love provoquent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts aux fondations des édifices. Les ondes de Love se propagent à environ 4 km/s. - Les ondes de Rayleigh se caractérisent par un déplacement complexe, assez semblable à celui d'une poussière portée par une vague, constituant un mouvement à la fois horizontal et vertical. 2.2.2. Volcanologie La volcanologie (ou vulcanologie) est la science qui étudie le volcanisme (volcans, geysers, fumerolles, éruptions volcaniques, magmas, laves…). Le mot volcan vient du latin « Vulcanus », Vulcain (Dieu du feu chez les romains). Un volcanologue (ou vulcanologue) est le scientifique spécialiste de cette branche de la géologie liée à la géodynamique et à la géomorphologie. Un volcan est un ensemble géologique qui résulte de la montée d'un magma puis de l'éruption d'une partie de ce magma. Il peut être terrestre ou sous‐marin. Le magma provient de la fusion partielle du manteau et exceptionnellement de la croûte terrestre. L'éruption peut se manifester, de manière plus ou moins combinée, par des émissions de lave, de gaz ou des projections (de cendre par exemple). On compte actuellement environ 1 500 volcans terrestres actifs dont une quarantaine en éruption par an. Près de 800 volcans sont entrés en éruption depuis les derniers 10 000 ans. Les volcans sous‐marins sont bien plus nombreux. Depuis l’année 1600, les volcans ont fait environ 300 000 morts dans le monde, essentiellement à cause des nuées ardentes (35 %) ou des famines dues aux éruptions (23%). Les coulées de lave font des dégâts matériels, mais en général peu de victimes (0,3 %). 2.2.2.1. Description d’un volcan 22 Il existe de nombreux volcans d’aspect différent, selon la nature des produits émis ou la dynamique des éruptions. Un volcan est formé de différentes structures que l'on retrouve en général chez chacun d'eux : - une chambre magmatique : elle est alimentée par du magma venant du manteau et joue le rôle de réservoir et de lieu de différenciation du magma. Lorsque celle‐ci se vide à la suite d'une éruption, le volcan peut s'affaisser et donner naissance à une caldeira. Les chambres magmatiques se trouvent entre dix et cinquante kilomètres de profondeur dans la lithosphère, - une ou plusieurs cheminées volcaniques : elles permettent la circulation du magma de la chambre magmatique vers la surface, au sommet et/ou sur les flancs du volcan, - un cratère ou une caldeira sommitale où débouche la cheminée volcanique ; - des fissures latérales : elles apparaissent sur les côtés du volcan suite à son gonflement ou son dégonflement, elles peuvent permettre l'émission de lave sous la forme d'une éruption fissurale. Figure 13 : Structure typique d’un volcan 2.2.2.2. Les principaux types d’éruption On distingue : - les éruptions laviques fissurales : il s’agit de l’émission de laves très fluides qui se déversent par des fissures de l’écorce. Exemple : c’est le cas de trapps du Dekkan, en Inde, qui sont à des structures volcaniques de plusieurs milliers de km2 qui correspondent à des « crises » volcaniques exceptionnelles dans l’histoire de la Terre (datées de la limite Crétacé/Tertiaire). 23 - Les éruptions associées à des édifices volcaniques : elles correspondent aux « vrais » volcans tel qu’on l’imagine, les éruptions peuvent être permanentes (quasi-constantes) ou paroxysmales (une éruption séparée de longues périodes de « repos »). Exemple : cas du Stromboli en Italie et du Kilauea à Hawaï (éruptions permanentes) cas du Mont St Helens aux USA, du Vésuve en Italie (éruptions paroxysmales. 2.2.2.3. Produits rejetés par les volcans Ce sont les produits des magmas et leurs dérivés : gaz, laves, projections. a) Les gaz Les gaz sont émis par le cratère et par des orifices répartis sur l’édifice volcanique, ce sont des fumerolles, dont la température peut atteindre 900 °C. Ils sont composés : - De vapeur d’eau en majorité (90 %) - De dioxyde de carbone (CO2) - D’acide sulfurique (H2S), qui est relativement rare. Le soufre est courant sous forme de vapeur de soufre ou de gaz sulfureux (SO2). La présence de gaz dissous favorise l’écoulement de la lave. Les émissions annuelles de CO2 seraient de 60 millions de tonnes et celles de SO2 de 4 millions de tonnes (source majeure de soufre dans l’atmosphère). Certains de ces gaz (ainsi que les poussières) absorbent le rayonnement solaire et interviennent dans l’effet de serre : les conséquences des éruptions volcaniques sur le climat peuvent donc être sensibles. b) Les coulées de lave La lave est la roche en fusion qui est émise par les volcans, à l’état liquide ou pâteux, à des températures variant entre 700 et 1200 °C. Elles donnent des coulées d’extension très variable (quelques centaines de m2 à plusieurs milliers de km2). Leur aspect dépend de nombreux facteurs : pente topographique, présence d’eau liquide (océan), vitesse de progression, viscosité… On distingue donc plusieurs types de laves : les laves lisses (à surface régulière), les laves cordées (montrant des bourrelets superposés), les laves prismées (avec des prismes verticaux réguliers), les laves en ‘coussins’ (mises en place sous l’eau)… c) Les projections ou tephra Ce sont des fragments entraînés par les gaz et éjectés lors des éruptions volcaniques : leur taille va de quelques dixièmes de mm à plusieurs m3. On distingue : 24 - Les blocs et les bombes volcaniques : leur taille est variable (> 64 mm). Les blocs sont anguleux, projetés à l’état solide, alors que les bombes sont plus arrondies et projetées à l’état pâteux. La dimension peut atteindre plusieurs mètres de long (record de 8,5 m de long). - Les lapillis et les cendres : les lapillis ont une taille < 64 mm, les cendres < 2 mm et les poussières < 0,2 mm. Les fragments sont de forme irrégulière, souvent très poreux et de faible densité. Les cendres peuvent se disperser dans la haute atmosphère sur l’ensemble de la Terre. d) Les nuées ardentes Une nuée ardente correspond à une émission brutale d’un mélange de gaz, de solides et de liquides, à haute température (200 à 500 °C) et se déplaçant à très grande vitesse (50 à 500 km/h). Une nuée ardente ne dure qu’environ 1 min, mais elle peut déposer plusieurs mètres d’épaisseur d’un mélange de blocs et de cendres. Ce sont des évènements redoutables pour l’homme et responsables de nombreuses victimes. 2.2.2.4. Répartition du volcanisme La répartition du volcanisme est très voisine de celle des séismes, ce qui traduit le fait qu’une grande partie de l’énergie libérée par la Terre est évacuée au niveau des frontières des plaques lithosphériques. La très grande majorité des volcans est concentrée : - Dans les zones d’extension (ou d’accrétion : éloignement de deux plaques lithosphériques) : ce sont les rifts. Dans les océans, ces zones sont appelées dorsale ou rides médio‐océaniques : c’est là qu’est créée la nouvelle croûte océanique. Le volcanisme est de type fissural relativement calme et permanent, avec de l’hydrothermalisme. - Dans les zones de subduction (rapprochement de deux plaques lithosphériques) : c’est un volcanisme beaucoup plus brutal, qui est associé à une forte sismicité. Il existe aussi un volcanisme intraplaque, lié à l’existence de ‘points chauds’. Il est plus rare (ex : L’Etna en Italie, les îles Hawaï, l’île de la Réunion). 2.2.3. Tectonique (souple et cassante) La tectonique a pour objet l’étude des déformations ayant affecté les terrains géologiques après leur dépôt. Suivant leur intensité et la nature des roches, les forces tectoniques (responsables de la modification de la disposition originelle des couches) peuvent produire des plissements ou des cassures, appelées failles. 2.2.3.1. La tectonique cassante (les failles) Une faille est un accident qui sépare deux parties d’une même couche et les déplace l’une par rapport à l’autre. Elle apparaît en cas de déformation fragile des couches, on parle de tectonique cassante. 25 Les failles actives sont responsables de la majorité des tremblements de terre. a) Description d’une faille Une faille est caractérisée par plusieurs éléments : - La surface de séparation est appelée surface ou plan de faille. - Le miroir de faille représente la surface de contact, polie et striée, le long de laquelle les deux compartiments ont glissé ; - Les lèvres représentent les extrémités de chacun des deux blocs séparés par la faille : de chacun des deux côtés, on distingue un compartiment abaissé et un compartiment soulevé (ou surélevé). - Le rejet exprime le mouvement relatif des deux compartiments : il peut être vertical ou horizontal Figure 14 : Structure d’une faille. La surface de cassure correspond à un plan de contact anormal, qui est représenté par un trait épais sur une carte géologique. Ce plan est défini par sa direction et son pendage, qui sont mesurés avec une boussole. b) Les types de failles Suivant le type de mouvement relatif, on définit trois types de failles : faille normale, faille inverse, décrochement. - les failles normales Une faille normale accompagne une extension ; le compartiment au‐dessus de la faille ("toit") descend par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur"). Le plan de la faille est incliné vers le compartiment abaissé. 26 Un ensemble de failles normales peut former des structures appelées horsts et grabens. - les failles inverses Une faille inverse, ou chevauchement, accompagne une compression ; le compartiment au-dessus de la faille ("toit") monte par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur"). Le plan de faille est alors incliné vers le compartiment surélevé et semble plonger en‐ dessous. - les décrochements Un décrochement accompagne un mouvement de coulissage essentiellement horizontal. Les décrochements peuvent être dextre ou sénestre, suivant que le compartiment opposé à l'observateur se déplace vers la droite ou la gauche (respectivement). Figure 15 : Les trois types de failles 2.2.3.2. La tectonique soupe (les plis) Les plis sont des ondulations plus ou moins accentuées des couches. Ils se forment en cas de déformation ductile ou plastique, on parle de tectonique souple. On appelle anticlinal un pli en forme de bosse (anticlinal = forme de « A ») et synclinal un pli en forme de creux. Figure 17 : Schéma d’une structure de type horst / graben. 27 En géologie, un graben (terme d'origine allemande signifiant « fossé ») est un fossé tectonique d'effondrement entre des failles normales. Le compartiment surélevé par rapport au graben est appelé « horst ». Un long graben ou une série de grabens peuvent produire une vallée de Rift. a) Description d’un pli Les éléments constitutifs d’un pli sont : - la charnière : elle correspond à la zone de courbure maximale du pli, - la crête : c’est le point topographique le plus élevé du pli (qui passe par le sommet), - les flancs : il s’agit des parties situées entre les charnières, ce sont les zones où la courbure est minimale, - l’axe du pli est la ligne passant par le milieu de la charnière. La direction d’un pli est celle de l’axe du pli. Figure 18 : Principaux éléments constituant un pli b) Les principaux types de plis Il existe différents types de plis, selon l’inclinaison des flancs, la forme, le type de déformation, le mode de formation… En fonction de l’inclinaison de leurs flancs, on peut distinguer : - les plis droits : les deux flancs ont des pendages égaux et opposés, le plan axial est vertical, - les plis déjetés : l’un des flancs se redresse sans atteindre la verticale, - les plis déversés : l’un des flancs a dépassé la verticale, c’est le flanc inverse (quand l’un des flancs est vertical, c’est le pli en genoux) 28 - les plis renversés et les plis couchés : les deux flancs se rapprochent de l’horizontale Les plis‐faille sont le résultat d’une déformation intense du pli, avec rupture et apparition d’une faille. Si l’épaisseur des couches restent constante, on parle de pli isopaque, dans le cas contraire, il s’agit d’un pli anisopaque (cas du pli laminé dans la figure suivante). Figure 19 : Les différents types de plis c) Relief caractéristique Du point de vue morphologique, les plis peuvent donner dans le paysage une succession de formes caractéristiques du relief des zones plissées : mont, vallée, cluse, combe... 29 Figure 20 : Noms désignant les formes de relief des chaînes plissées Une vallée : c’est une dépression allongée creusée par un cours d’eau ou un glacier. Elle est généralement bordée par des reliefs plus élevés. Une cluse : est une gorge étroite creusée par un cours d’eau à travers une chaîne de montagnes ou de collines. Une combe : est une dépression allongée et fermée de part et d’autre par des crête, souvent formée par l’érosion différenciée. Un talus : est une pente formée par l’accumulation ou l’érosion de matériaux, souvent inclinée par rapport à l’horizontale. Une corniche : est une formation rocheuse ou une étroite bande de terrain en saille sur le flanc d’une montagne ou d’une falaise. Une volée : elle fait souvent référence à une série continue (succession) de marches ou d’escalier. 30 CHAPITRE 3 : DIFFERENTES FORMES DE RELIEF L’analyse de l’origine des formes du relief prend en général en compte trois groupes d’agents principaux : les agents endogènes, exogènes et anthropogènes (Figure 21 et Tableau 2). Les agents endogènes sont liés à la nature (géologique) des roches (granites, calcaires, marnes, etc., plus ou moins résistants à l’érosion), à leurs structures (horizontale, plissée, etc.) et aux mouvements des plaques lithosphériques (géophysique) qui participent à la genèse des volumes. Les agents exogènes (géomorphologie dynamique ou climatique), que sont les agents d’érosion, façonnent les formes du relief et leur donnent un modelé. Il s’agit du gel, du vent, et de l’eau (sous forme liquide et solide). Les agents anthropogènes (Homme) jouent également un rôle érosif, tant dans la destruction des formes naturelles que dans la création de nouvelles formes (ex. remblais). En définitive, c’est l’action conjuguée de ces trois groupes de facteurs qui permet de comprendre les mécanismes qui sont à la base de la formation et de l’évolution du relief. Toutefois, la simple observation n’est pas suffisante pour comprendre l’intensité et les rythmes des processus d’érosion. 31 Figure 21 : Facteurs, agents et processus expliquant les formes du relief 32 La géomorphologie n’est pas qu’un simple exercice de description et de classement du relief, mais une science explicative de la genèse et de l’évolution des formes du relief. Comme toute science elle a : ▪ un objet : le relief ; ▪ des méthodes : la cartographie, l’expérimentation, la modélisation, etc. et ; ▪ une finalité : l’intégration de l’information apportée par le relief dans la reconstitution de l’histoire des paysages. 3.1. Reliefs de la terre La surface de la Terre est formée de creux et de bosses : c'est le relief. Les reliefs sont caractérisés par leur forme, leur altitude et leur dénivelé. Le relief joue plusieurs fonctions en relation avec les activités humaines : contrainte physique, risque naturel et ressource naturelle. Il n’est pas statique, mais constitue un ensemble dynamique en évolution. Il est d’ailleurs le témoin d’une histoire géologique et géomorphologique : l’histoire des roches, des déformations des formes. 33 Le relief se construit pendant les périodes de mouvement et se détruit, par le travail de l’érosion, pendant les périodes de stabilité. Les périodes de stabilité sont longues tandis que les périodes de mouvement sont momentanées par rapport aux premières. Le cycle procède par un enchaînement de phases qui se succèdent dans un ordre irréversible comparable à l’évolution de la vie humaine de la naissance à la mort en passant par la jeunesse, la maturité et la vieillesse (Figure 22). Le cycle comprend une longue période d’érosion et un brusque rajeunissement. Le stade de jeunesse correspond à une région où le relief est élevé uniformément par rapport au niveau de base (niveau de la mer). Dans cette situation, les fleuves s’encaissent à l’embouchure puisque la pente a été augmentée ; l’érosion remonte selon le processus régressif sur le cours principal et sur les affluents. Le lit est alors le siège d’une érosion intense et les versants réagissent à l’encaissement du lit. Il s’y produit des glissements, des débris sont arrachés aux parois et mettent par endroits la roche à nu. Le stade de la maturité s’installe par suite de la régularisation progressive du profil en long des cours d’eau et les rivières ne creusent plus que lentement. Les glissements deviennent rares sur les versants et les pentes d’ensemble diminuent. Le relief se compose de croupes à divers niveaux. Il se dépose des alluvions au niveau des vallées principales qui sont très élargies. Le stade de vieillesse est caractérisé par un affaiblissement lent des pentes sur les profils longitudinaux des cours d’eau en particulier sur les interfluves. Les sommets des croupes se rapprochent de l’altitude des talwegs toutefois, la pente reste suffisante pour l’évacuation des débris. La région devient une succession de croupes recouvertes d’un tapis continu de débris altérés et séparés par des vallées au fond alluvial ; le réseau est hiérarchisé. 34 Figure 22 : Trois stades d’un cycle d’érosion 3.2. Les formes élémentaires du relief Sur le plan topographique, la géomorphologie distingue très souvent 4 types de formes topographiques appelées ensembles topographiques ; ce sont le plateau, la plaine, la montagne et la colline. Figure 23 : Formes du relief 35 3.2.1. Plaine Une plaine est une forme particulière de relief, c'est un espace géographique caractérisé par une surface topographique plane, avec des pentes relativement faibles. Les vallées y sont moins encaissées que sur un plateau. Une plaine est dominée par les reliefs environnants. Types de plaines en fonction de leur contexte géographique. La plaine abyssale : plaine sous-marine située généralement de - 4000 à -6000 mètres, elle a un dénivelé faible mais notable qui conduit aux dorsales océaniques, son étendue est généralement imposante : de l'ordre de centaines voire de milliers de kilomètres d'extension, elle est composée de sédiments continentaux rejetés au large. La plaine de piémont située au pied des chaînes de montagne et formée par le dépôt des matériaux charriés par les torrents et rivières provenant de ces montagnes. La plaine alluviale (synonyme : lit majeur d'un cours d'eau) : surface topographique, à faible dénivelé, en fond de vallée. Elle est constituée par des alluvions (débris, matériaux) déposées lors de crues du cours d'eau. La plaine alluviale appartient à la zone inondable d'un cours d'eau ; toutefois des aménagements de berge (digue) permettent de réduire le risque d'inondation. La plaine deltaïque : elle est à la confluence de la plaine alluviale - dont elle est le prolongement - et de la mer, elle reçoit des sédiments des deux parts. La plaine d'épandage : une plaine d'accumulation, ses principaux tributaires sont les torrents ou les moraines glaciaires (Moraines : accumulations de blocs éboulés sur le glacier ou arrachés et transportés par lui…). La plaine littorale : aire côtière enrichie par les sédiments continentaux non recouverte. La plaine maritime : étendue devenue non-submersible par les marées, par le passé, ces zones étaient généralement des marais. La pénéplaine : surfaces aplanies par la coalescence (union) de bassins fluviaux. Butte témoin : fragment d'un banc résistant, isolé par l'érosion et entouré à son pied par des affleurements des niveaux inférieurs. Mesa : petit plateau (mêmes caractéristiques que la butte-témoin). Cours d’eau conséquent : parallèle aux structures géologiques Cours d’eau subséquent : perpendiculaire aux structures géologiques Cuesta : relief monoclinal et dissymétrique caractérisé par une couche de roche dure recouvrant une roche tendre ; possède un front et un revers. 36 3.2.2. Plateau Le plateau est une des trois formes principales de relief topographique. C'est une aire géographique relativement plane où les cours d’eau sont encaissés (contrairement aux plaines). Les interfluves restent relativement plans avec une morphologie peu marquée (à la différence des montagnes). La dénivellation entre le cours d'eau et le rebord du plateau peut être si profonde que le complexe des vallées et vallons est alors appelé gorge ou canyon. Les limites du plateau sont des zones de changement de relief ou d'altitude, elles peuvent être marquées par des escarpements abrupts ou des pentes, ces espaces sont appelés talus en topographie. 3.2.2.1. Caractéristiques du plateau Le plateau se définit par de nombreuses caractéristiques, dont les principales sont : • son altitude relative • son inclinaison • son réseau hydrographique • ses vallées • ses versants 3.2.2.2. Différents types de plateau Le plateau étant défini par de nombreuses caractéristiques, 3 principaux modèles de plateaux ont ainsi été définis : • tabulaire : on y observe une surface plane avec peu de vallées • ondulé : le plateau est découpé par des vallons qui se rejoignent pour former un cours d'eau principal • disséqué : on atteint un stade très avancé dans l'érosion, de nombreuses vallées rapprochées creusent le plateau. 3.2.3. Montagne Une montagne est une structure topographique significative en relief positif et faisant généralement partie d'une chaîne de montagnes. En termes de description, on retient souvent deux critères pour donner l'appellation de « montagne » à un relief positif : l'altitude d'une part et le dénivelé d'autre part, sinon on parlera plutôt par exemple de colline ou de plateau. En langage commun, on utilise aussi souvent des termes synonymes tels que sommet, pic, mont, aiguille, 37 etc. Il existe une grande diversité de structures géologiques qui peuvent porter l'appellation de « montagne » : plissements rocheux, volcans actifs ou éteints, reliefs sous-marins... La montagne la plus haute sur la Terre est le mont Everest dans l'Himalaya (8 844,43 mètres audessus du niveau de la mer), ou le volcan MaunaKea à Hawaii qui émerge de 4 206 mètres audessus de la mer, avec sa base 5 500 mètres sous le niveau de la mer (soit presque 10 000 mètres de relief). La plus haute en Europe est le mont Elbrouz dans le Caucase (le mont Blanc n'étant le plus haut sommet que de l'Europe occidentale). 3.2.3.1. Caractéristiques et formation L'altitude d'une montagne terrestre est la hauteur de son sommet par rapport au niveau de la mer. L'importance d'une montagne peut également se mesurer par la différence d'altitude entre son sommet et les terres environnantes. Les reliefs montagneux couvrent 54% de l'Asie, 36% de l'Amérique du Nord, 25% de l'Europe, 22% de l'Amérique du Sud, 17% de l'Australie, et 3% de l'Afrique. En tout, 24% des paysages continentaux sont montagneux 10% de l'humanité vit dans des régions montagneuses. La plupart des cours d'eau du monde sont nourris par des sources de montagne, et plus de la moitié de l'humanité dépend de cette eau. Une montagne est formée d'un sommet mais aussi d'une base et d'une racine dus aux plissements des couches géologiques : cette base et cette racine sont plus imposantes que le sommet, la profondeur de la racine pouvant atteindre plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur. 3.2.3.2. Orogenèse et tectogenèse Les montagnes se forment par des processus géologiques liés à des forces internes de la Terre, principalement à travers les dynamiques tectoniques. Leur mise en place, appelée orogenèse, peut se produire de différentes manières en fonction des contextes géologiques. Les principaux mécanismes sont : ❖ Collision entre plaques tectoniques (orogenèse de collision) Lorsqu'une plaque continentale entre en collision avec une autre, la croûte terrestre se déforme (par des failles et des plis) et s'épaissit, formant des chaînes de montagnes : • Exemples : o Les Alpes (collision entre la plaque africaine et la plaque eurasienne). o L’Himalaya (collision entre la plaque indienne et la plaque eurasienne). • Processus : o Soulèvement : compression des roches et épaississement de la croûte. o Plissement et chevauchement : formation de plis et de failles. 38 o Érosion : processus d'aplanissement commence dès la formation. ❖ Subduction (orogenèse de subduction) Une plaque océanique plonge sous une plaque continentale (subduction), entraînant le soulèvement du bord de la plaque continentale et parfois des arcs volcaniques. • • Exemples : o Les Andes (subduction de la plaque de Nazca sous la plaque sud-américaine). o Les montagnes de l’arc de feu du Pacifique. Processus : o Formation de volcans le long de la marge continentale. o Soulèvement du relief en réponse à la compression. ❖ Rift continental et étirement (orogenèse d'extension) Dans des zones où la croûte terrestre s'étire, des blocs de croûte peuvent s'effondrer, formant des montagnes bordant des fossés d’effondrement. • • Exemples : o Le rift est-africain (Monts Rwenzori). o Le graben du Rhin supérieur. Processus : o Étirement et amincissement de la croûte. o Formation de failles normales et soulèvement des blocs adjacents. ❖ Volcanisme (montagnes volcaniques) Les volcans se forment lorsque du magma remonte en surface, créant des montagnes de type conique. Exemples : • • o Le mont Fuji (Japon). o Le Kilimandjaro (Tanzanie). Processus : o Accumulation de lave et de cendres au fil des éruptions. o Formation d'un relief volcanique, parfois très élevé. ❖ Érosion différentielle et soulèvement isostatique 39 Dans certaines régions, des montagnes peuvent apparaître par soulèvement progressif après l’érosion des matériaux plus tendres environnants. • Exemple : o • Les Appalaches (anciennes montagnes en Amérique du nord fortement érodées). Processus : o Érosion des roches tendres autour des reliefs résistants. o Rééquilibrage isostatique avec soulèvement des masses plus denses. 3.2.3.3. Morphologie des montagnes La morphologie d'une chaîne de montagnes dépend de différents facteurs : - la nature des roches (les roches tendres donnent des reliefs plus doux que les roches dures) ; - le climat, et en particulier l'intensité, la nature et la répartition des précipitations, ainsi que présence ou non de glacier ; - la vitesse de déformation (mouvements verticaux et horizontaux des roches). Une chaîne de montagnes active présente généralement des pentes importantes et des formes acérées, alors qu'une chaîne de montagnes inactive présente généralement des formes plus douces. 3.2.4. Colline Une colline est un relief généralement, modéré et relativement peu étendu, qui s'élève au-dessus d'une plaine ou d'un plateau et se distingue dans le paysage. Les collines peuvent être isolées ou se regrouper en champs de collines. Contrairement aux pays anglo-saxons qui distinguent les collines (hills) des montagnes (mountains) en fonction de leur dénivelée (la limite est à 600 mètres environ), il n'existe pas dans les pays francophones de limite officielle. En particulier, de modestes collines (de 100 à 600 mètres), sont parfois qualifiées de « monts » (ex : Mont Korhogo) ou « montagne » lorsque leur forme est abrupte, ou lorsque leur présence contraste beaucoup dans un paysage très plat, ou lorsqu'elles constituent une barrière assez étendue à l'horizon. 40 3.3. Les catégories de relief Toutes ces formes de reliefs peuvent être observées à différents endroits du globe. On peut les regrouper en 7 grandes catégories de reliefs. Il s’agit des reliefs tectoniques, des reliefs volcaniques, des reliefs côtiers, des reliefs sous-marins, des reliefs glaciaires, des reliefs arides et des reliefs karstiques. Ankisabe (Madagascar) Maly Semiachik (kamtchatka Figure 24: Reliefs volcaniques Japon Moorea (Polynésie française) Figure 25 : Reliefs côtiers 41 Figure 26 : Reliefs sous-marins Franz Josef Glacier (Nouvelle Zélande) Glacier noir (écrins) Figure 27 : Reliefs glaciaires 42 Sahara occidental Sahara occidental Figure 28 : Reliefs arides (désertiques) La Loue (Jura) Figure 29 : Reliefs karstiques 43 Gobi Altai (Mongolie) San Andreas Figure 30 : Reliefs tectoniques 44
