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Géomorphologié I: Résumé
Cours n°1
Les
processus :
gravité/eau/glace/vent
Les formes, deux types : en
forme
d’érosion/d’accumulatio
n.
Relief :
(Vocabulaire :
Altitude :
H
à
partir de mer
Dénivellation :
différence d’H
Pente : Inclinaison en ° ou en % (% = H/L, rarement use en sciencs)
Les grandes familles de reliefs sont (aucun n’est relatif à l’altitude !!!) :
Plaine : Surface plane/légèrement ondulée où les cours d’eau coulent au niveau du sol. (Pas
question d’altitude !)
Plateau : Idem que plaine, sauf que l’eau coule dans des vallées (=partie basse des plateaux =
trou). => Talweg : Point bas d’une vallée // Interfluve : Point haut d’une vallée // Versant : Ce
qui encadre la vallée // Talus : pente reliant deux étagements (plateau – aval)
Montagne : Nombreuse variations d’altitude sur une courte distance. => Au niveau de la
ligne de crête il y a les sommets (point haut de la ligne) et les cols (points bas).
Structure interne de la Terre
L’étude des ondes émises par les tremblements de Terre a permis de définir la structure
interne de la Terre.
Onde P(rimaire) : Ce sont les plus rapides. Ce sont des ondes de compression = suite de
dilatation et de compression.
Onde S(econdaire) : Ce sont des ondes de cisaillement = Mouvement du sol perpendiculaire
au sens de propagation des ondes. Celles-ci ne se propagent pas dans les liquides !
Les chutes de vitesses montrent un changement de milieu.
La structure est la suivante : Une croûte [3-70km](continentale et océanique), un manteau
[2900km] (supérieur et inférieur) et un noyau [3486km] (externe qui est liquide et interne
solide) pour un total de 6371km.
La limite entre croûte et manteau s’appelle le MOHO, celle entre le manteau et le noyau
s’appelle la limite de Gutenberg.
La convection thermique permet un transfert de matière.
Cours n°2 : Les grandes familles de roches
Deux types de classification : minéralogique (suivant leur composition chimique). Se fait à
une petite échelle. Les roches sont donc un ensemble de minéraux. Cette classification sera
moins importante pour la géomorphologie.
Classification génétique : la roche est le résultat de processus géologique. Cette classification
se fait à une plus grande échelle et c’est pour cela que l’on va utiliser cette classification.
Minéralogique
Système constitué d’un ensemble de minéraux (=structure atomique ordonnée, avec une
composition chimique définie). Les minéraux se présentent sous forme de solide cristallin
(=arrangement d’atomes suivant un motif régulier appelé maille).
Toutefois, cette classification ne permet pas de différencier des roches de même composition
mais présentant des structures différentes.
Génétique
S’intéresse de la provenance de la roche. D’où en découlent trois familles de roche :
1) Roches endogènes : Issues/Formées de l’intérieur
2) Roches exogènes : Formée sur la partie externe de la croûte terrestre.
3) Métamorphique : Transformation par T et P des deux autres types de roches.
NB Sur métamorphique à mettre après dans le chapitre sur les roches métamorphique
Protolyte: Roche originelle qui va ensuite être transformé en roche métamorphique.
Le protolyte sera...
...paradérivé si roche exogène
...orthodérivé si roche endogène
Roches endogènes
Origine de ces roches est le magma. Attention, le magma pur n’existe pas, c’est toujours un
mélange de roche avec certaines en fusion. Il existe 2 familles de roches endogènes en
fonction de leurs modes de formation.
Roches volcaniques/effusive/eruptible : Refroidissement rapide voire brutal => la
structure cristalline n’a pas le temps de se mettre en place.
Roches plutoniques/intrusive : Refroidissement progressif.
La rapidité du refroidissement conditionne la texture de la roche
Brutal => Structure vitreuse
Rapide => Structure soit microlithique (minéraux non visible à l’œil nu)/porphyrique
(minéraux invisible au microscope).
Lente => gros cristaux
Les roches volcaniques sont formées par une remontée de roches fondées jusqu’à la surface
où elle se solidifie rapidement soit au contact de l’air soit de l’eau.
Les roches plutoniques se refroidissent avant d’atteindre la surface de la croûte. Le magma
en remontant se refroidi plus rapidement sur les côtés qu’au centre, cela veut donc dire
qu’au centre, les cristaux seront mieux formés et plus gros.
Si des remontées magmatiques forment des fractures en forme de lame, qui s’est infiltrée
dans une fissure de l’encaissant, cela s’appelle un dyke.
Dans les zones de joints de stratifications (entre les strates donc), quand la roche encaissante
est sédimentaire, il va se former soit des sills (= intrusion horizontale et aplaties) soit des
laccolythes (idem que sills sauf avec création d’un dôme central).
Roches exogènes
Roches formées à la surface de la croûte continentale et océanique. Elles sont issues de
l’accumulation (sont donc des roches sédimentaires) de deux types : soit biochimiques
auquel cas ce sera des roches chimiques soit des détritus issus du travail de l’érosion et ce
sera des roches détritiques.
Elles sont classées suivant le mode de formation ainsi que leur milieu dont elles sont issues.
Régions de haute-montagne
Brèches : Roche détritique issues du groupe des conglomérats, formée par accumulation
d’éléments anguleux prouvant qu’elles ont subi un faible transport. Les conglomérats marins
sont les mêmes roches mais ayant subi un long transport et ont donc des éléments arrondis
que l’on trouve dans les milieux marins et non de haute montagne. La tylithe est l’entre-deux
de ces types.
Domaine continental
Dépôts lacustres : Ce sont les dépôts se faisant dans les lacs du piémont principalement. À
distinguer, dépôt déltaique (galet, sable) aux dépôts de décantations (argiles).
Tourbe : Formation sur le continent. La tourbe est considérée comme une roche par les
géologues et un sol par les pédologues. Elle est composée de 10-20% de matière végétale peu
décomposée le reste étant de l’eau. C’est donc une roche très riche en carbone.
Si cette tourbe se trouve en profondeur, elle sera affectée par des conditions différentes la
faisant se métamorphiser en lignite, ensuite en charbon et pour finir en anthracite.
Littoral
Évaporite : Former au niveau des lagunes, des dépôts sédimentaires de soluté (matière
dissoute dans l’eau). Créé par évaporation.
Dépôts éolien : Lié à l’action du vent.
Lœss : N’est pas formé dans le secteur littoral mais se forme aussi par dépôt éolien formé
par accumulation de limon issu de l’érosion éolienne. (Région désertique et périglaciaire).
Domaine marin
Grès : Formation au début du domaine marin. Sable cimenté. Si en dessous de 2mm = Grès,
en dessus = conglomérat.
Calcaire : Roche sédimentaire facilement soluble dans l’eau. 3 types de calcaire venant de 3
endroits différents : Lagon = Calc. À rudiste // Récif = Calcaire corallien // avant-récif =
calcarénite
Marnes : Formation dans le talus marin.
Craies-boues : Formation en profondeur. Beaucoup formé au crétacé d’où son nom.
Les roches métamorphiques
Les roches ayant subi un transformation minéralogique, texturale et aussi chimique à
l’état solide sous l’effet de T ;P ;fluides. T[200°C ; limite de fusion des roches]
La roche initiale est appelée proto(avant)lithe(roche). Peut être d’origine sédimentaire,
exogène, s’appelant donc roche paradérivée, ou ignée, endogène = roche orthodérivée.
Cause de l’élévation de la température : Enfoncement par sédimentation, pression latérale,
contact avec batholithe (=pluton granitique remontant doucement, les roches encaissantes
vont donc subir du métamorphisme, plus fort proche de la roche.
Principes géologiques
De superposition : une couche est plus récente que celle qu’elle recouvre sans
bouleversements structuraux.
D’horizontalité : Dépôt horizontal, sinon = déformation postérieure à son dépôt
De recoupement : Les couches sédimentaires sont plus anciennes que les failles ou les
roches qui les recoupent.
D’inclusion : Les morceaux de roches inclus dans une autre couche sont plus anciens
que leur contenant.
D’actualisme : Les phénomènes géomorphologiques antérieures sont les mêmes que
ceux actuels.
Exercice de lecture de l’histoire géomorphologique dans la fin du cours n°2
Cours n°3 - Répartition spatiale des ensembles morpho -structuraux
Il existe deux grands domaines : un où les roches endogènes prédominent et un où ce sont
les roches exogènes. Dans le domaine des roches sédimentaires (exogènes), on observe que
les chaînes de montagnes récentes ainsi que les îles volcaniques sont réparties sous forme de
bande.
Première personne à énoncer la théorie de dérive des continents : Wagner 1912. Il se base sur
les formes complémentaires de ces derniers, ainsi que les similitudes entre les roches, les
fossiles végétaux et autres témoins paléo-climatiques. Rejet de la théorie mais jette un doute
sur la communauté scientifiques.
La preuve absolue est énoncée en 1960 à partir des découvertes du : paléomagnétisme et de
la dorsale médio-océanique (= chaîne de montagne qui traverse quasiment l’entier des
océans).
On note dans cette dorsale que : Il y a un large fossé au centre, que ce fossé est chaud et que
cette chaleur s’estompe sur les rebords. De plus, les roches sont des basaltes, roches
magmatiques. Cette dorsale est donc un
énorme volcan émettant de la lave en
continu. Problème, s’il y a une expansion à
un endroit, il faut que le plancher océanique
se détruise
à un autre. C’est ce qu’il se
passe car plus on s’éloigne de la dorsale,
plus la couverture sédimentaire est épaisse
et aura tendance à s’affaisser.
Paléomagnétisme : L’aiguille pointe plus ou moins vers le nord géographique depuis
~1000ans. Il y a une légère déclinaison annuelle.
De plus, il existe de anomalies magnétiques, c’est le cas lorsqu’il y a des gisements de fer, ou
les roches basaltiques. C’est à chaque fois des roches particulièrement riche en fer. Elles
enregistrent lorsqu’elles sont chauffées l’orientation du pôle magnétique du moment en
acquérant une aimantation parallèle à ce champ. C’est pourquoi dans certains secteurs, il y a
une perturbation => nombreuses variations voir même inversion du pôle magnétique et que
celui-ci n’a pas toujours été aligné sur celui géographique.
Il y a des variations plus ou moins régulières de
ce
champ
magnétique.
Ces
anomalies
s’organisent en bande parallèle à la dorsale
dans le fond marin, ce qui permet d’appuyer
l’hypothèse de dérivée des continents. Cette
succession d’inversion s’enregistre de part et
d’autre de la dorsale : on retrouve des largeurs
similaires avec des successions irrégulières.
C’est ce qui a perdu de calculé les vitesses d’ouverture des océans et on peut dater des
gisements à partir de ces informations.
Zones de contacts inter-plaques
Trois types de zone : Divergence, convergence, coulissage.
Le volcanisme suit les grandes dorsales et les contacts entre les grandes plaques tectoniques
(bordure des plaques, plus grandes activités sismiques et volcaniques).
Le moteur de la mobilité des plaques et la dissipation de l’énergie, issue du noyau nucléaire
de notre planète, dans les cellules de convection (matériau ductile non fondu=/=magma !).
Tournent toujours dans le sens inverse de la cellule voisine permettant le mvmt des plaques.
Zone de divergence : Au niveau des continents = fossé d’effondrement. Au niveau des
océans = dorsale médio-océanique. Commence par un rift (zone d’expansion de l’écorce
terrestre). Les cellules de convection ne sont pas figées (ces changements permettent des
modifications de la distribution des plaques océaniques ; les alpes sont liés à des
changements profonds de la distribution géodynamique). Des cellules opposées vont amincir
la lithosphère, faisant effondrer la surface (rift). Des remontées magmatismes peuvent se
produire car la couche est très fine. Ce rift va se faire remplir par de l’eau créant un lac, et s’il
continue de s’épandre, cela peut donner un océan (formation des océans toujours idem). Si
phénomène incomplet = bassin d’effondrement.
Zone de convergence entre plaque continentale et une plaque océanique : subduction :
Compte tenu des densités (2.7 cont, 3.2 océ+sédiments déposés), il y aura un enfoncement de
la plaque océanique sous la continentale. Ceci se traduit par des échauffements importants
(dynamique + température interne). Cette formation aboutit à la formation d’un prisme
d’accrétion (partie des sédiments accumulés sur la plaque océanique qui se rabote contre la
plaque continentale au passage). La subduction s’accompagne de volcanisme, les sédiments
de la croûte océanique finissent par fondre (à plus de 100km) aboutissant à la formation de
chaîne, nommée péri-océanique (les Andes par ex). Ceci contribue à la formation de chaîne
de montagne et destruction d’une mer.
Zone de convergence entre deux plaques océaniques : La plus vieille va passer en-dessous
car elle est plus chargée en roches exogènes, idem que précédemment, peut créer un chaîne
de montagne associée à des remontées volcaniques.
Zone de convergence entre deux plaques continentales : C’est le signe de la fermeture d’un
océan, créant une suture de collision (Himalaya, Alpes, etc…). On retrouve le prisme
d’accrétion issue de la subduction précédente qui est un artefact de la croûte océanique.
Formation des Alpes
Ouverture de la Téthys => en ~-65mio car changement géodynamique = subduction => ~35mio : collision à proprement parlé entre la plaque européenne et une partie de Afrique
(nommée apulienne). On trouve un prisme d’accrétion dans les alpes.
Cours n°4 - Formes structurales élémentaires
Étude tectonique (à plus petite échelle)
Structure aclinale (conservation de l’horizontalité de la formation des roches)
et la structure monoclinale (structure inclinée dans un seul sens)
Faible déformation. Souvent bassin sédimentaire.
La base est la structure aclinale, c’est-à-dire un pendage horizontal (sans déformation
tectonique). [Le pendage est la pente des couches géologiques]. Aclinal = sans inclinaison.
Exemple : Buttes témoins genre Grand Canyon qui sont le témoin d’un plateau précédent.
La structure monoclinale présente un pendage dans une seule direction (sans plis).
Contrainte tectonique ayant simplement basculé dans une direction. (Bassin de Paris : à
gauche couche aclinale et à droite
structure monoclinale).
Dans une structure aclinal, seul le
terrain le plus récent affleure ce qui
n’est pas le cas d’une structure
monoclinal.
Structure polyclinale est une structure plissée.
Différents type de cours d’eau : orthoclinal (perpendiculaire au pendage), cataclinal coule
dans la même direction que dans le pendage, anaclinal coule à l’inverse du pendage ce qui se
traduit par une grande érosion.
Ruptures, fractures
Liés aux déformations tectoniques. Deux types de fractures : Failles (fracture dans une masse
rocheuse rigide avec déplacement relatif des deux
compartiments ainsi séparés) et diaclase (fente de
tension simple et linéaire sans déplacement de
blocs rocheux).
Miroir de faille : Plan de coulissement
Regard : Référent pour définir la direction
du bloc effondré
Rejet de la faille : dénivellation des deux
compartiments engendrée par le jeu de la faille
Il existe différents types de faille en fonction de la
pente du miroir :
Différence faille normale et inverse :
Quand le toit descend par rapport au mur qui monte, on parle de faille normale (se
créé lors d’une extension)
Quand le toit monte par rapport au mur qui descend, on parle de faille inverse (se
créé lors d’une compression)
Différence entre faille transformant et complexe :
Un « graben » est le fossé d’effondrement situé entre des failles normales alors que le
« horst » est un bloc issu de l’action de failles normales, mais opposées. Tous les rifts étaient
des grabens (mais tous les rifts ne deviennent pas graben).
Déformations ductiles
Anticlinal : Forme en A majuscule
Synclinal : Forme du bas du S
Morphologie volcanique
Lave très visqueuse = production d’un dôme (bouchon) + gaz dissous = éruption explosive.
Les volcans en dôme sont des volcans péléens.
Volcans fissure : Lave très fluide et chaude, qui s’échappe via des fissures. Volcan ayant
tendance à s’étendre. (=ride medio-océanique).
Volcans composites : Eruptions explosives = strato-volcan. Lave très visqueuse, remplie de
gaz.
Volcans calderas (ou phréatique) : grande dépression volcanique (~circulaire). Éruption avec
intervention d’eau infiltrée surchauffée par le magma. C’est l’eau qui va faire aboutir à une
éruption de type phréatique. => Phénomène très violent.
Géomorphologie structurale des roches cristalline s
Déformation liée en grande partie à l’altération physico-chimique.
Exemple, l’inselberg : lorsque la roche du plateau est moins résistante et se fait éroder, qu’il
subsiste alors une montagne résiduelle de l’ancienne roche érodée.