CoursSNA3 Géomorphologie [Compatibility Mode] - Géologie-FST

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Chapitre 1 : INTRODUCTION A LA GEODYNAMIQUE
EXTERNE
Chapitre III : LES SERIES SEDIMENTAIRES
I. LES SEDIMENTS
I. DEFINITIONS
II. AGENTS DE LA GEODYNAMIQUE EXTERNE
II. LES ROCHES SEDIMENTAIRES
Chapitre 2 : LE PHENOMENE SEDIMENTAIRE
III. COMPOSITION CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE
I. GENERALITES
II. FRAGMENTATION ET EVOLUTION MECANIQUE DES ROCHES
IV. MILIEUX DE DEPOT
III. ALTERATION ET SEDIMENTATION CHIMIQUES
V. PRINCIPAUX TYPES DE ROCHES SEDIMENTAIRES
IV - EROSION
V. TRANSPORT DES SEDIMENTS
VI. LA SEDIMENTATION ET LES MILIEUX DE SEDIMENTATION
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Chapitre 1 : INTRODUCTION A LA GEODYNAMIQUE
EXTERNE
I. DEFINITIONS
I.1. GÉODYNAMIQUE EXTERNE
I.2. LE CYCLE EROSION – TRANSPORT – SÉDIMENTATION
II. AGENTS DE LA GEODYNAMIQUE EXTERNE
II.1. L’EAU
II.2. LE VENT
II.3. LA TEMPÉRATURE
II.3.a).Chocs thermiques = thermoclastie
II.3.b). Haloclastie = éclatement de la roche lié au sel.
II.3.c). La cryoclastie
II.4. LES ÊTRES VIVANTS
II.5. LES GLACIERS
II.5.a). Les calottes polaires
II.5.b). Les glaciers alpins
II.5.c). L'ajustement isostatique
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I. DEFINITIONS
I.1. GÉODYNAMIQUE EXTERNE
La dynamique externe de la terre, ou la géodynamique externe,
concerne l'évolution dynamique de la surface de la Planète.
Chapitre I
L'eau, la glace, le vent, sculptent les surfaces continentales.
INTRODUCTION A LA
GEODYNAMIQUE EXTERNE
Les paysages obtenus reflètent la nature, la composition et
l'architecture des formations géologiques.
Les continents s'aplanissent et tendent vers un niveau de base,
celui des océans.
Si les processus d'érosion dominent les continents, ce sont
plutôt les processus de la sédimentation qui prévalent dans les
océans.
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Il existe un lien certain entre :
géodynamique interne
et géodynamique externe
la dynamique reliée à la tectonique des plaques vient souvent
rajeunir les reliefs des continents; la topographie des océans et son
évolution sont aussi tributaires de la tectonique des plaques.
On appelle souvent la terre, la planète bleue. Cela n'est pas
étonnant, car comme le montre la coupe ci-dessous, les océans
couvre 71% de la surface de la planète.
Les points extrêmes du relief de la surface de la lithosphère sont : le
mont Everest dans l'Himalaya, le point le plus haut, à 8 848 m, et la
fosse des Mariannes, le point le plus profond dans l'océan, à 11 034
m de profondeur. On a donc un dénivelé total de 20 000 m (20 km).
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Les couches superficielles de la Planète contiennent les ressources
naturelles minérales essentielles à la survie de l'Homme: eaux
souterraines, combustibles fossiles et gîtes métallifères. Plusieurs de
ces ressources ont comme origine des processus de surface.
I.2. LE CYCLE EROSION – TRANSPORT – SÉDIMENTATION
Rappelons d'abord ce qu'est le "cycle géologique".
Les roches peuvent être classées en trois grands groupes qui sont
les roches ignées ou magmatiques, et
les roches sédimentaires
les roches métamorphiques.
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Au sein du cycle géologique, les processus sédimentaires
comprennent
l'altération,
Plus spécifiquement, l'altération est la destruction de roches
ignées, métamorphiques ou sédimentaires par désagrégation
mécanique et décomposition chimique, voire biologique
(gélifraction, insolation, décompression, action des racines, de
l'eau, du vent, etc.).
l'érosion,
le transport,
L'altération donne naissance à une grande variété de produits:
sols, débris rocheux, ions en solution dans les eaux superficielles.
le dépôt
et la diagenèse.
Les sédiments détritiques, formés de grains issus de la dégradation
de roches préexistentes, transportés et déposés dans un bassin de
sédimentation, constituent l'illustration la plus évidente de cette
partie du cycle.
Dans le cas des sédiments biogènes et chimiques, résultats de la
précipitation organique et/ou chimique, les constituants sont
amenés au bassin sédimentaire sous la forme d'ions solubles.
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L'érosion correspond à l'enlèvement de ces produits d'altération
des zones d'altération active et le transport est leur mouvement
vers les zones de dépôt.
La lithification est le résultat de processus comme la compaction,
la recristallisation, la cimentation
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II. AGENTS DE LA GEODYNAMIQUE EXTERNE
Quand la température est descendue sous les 100 °C, la vapeur
atmosphérique a condensé pour former les océans.
II.1. L’EAU
Les planétoïdes, comètes et astéroides qui ont formé la planète
Terre par leur accrétion contenaient toute l’eau de notre planète.
Après cette accrétion, qui s'est terminée il y a 4,5 milliards
d’années, la Terre a connu une période intense de dégazage qui a
libéré l’eau sous forme de vapeur par l’intermédiaire des volcans.
On ne sait trop quand ceux-ci sont apparus, mais on a des
évidences de la présence des océans il y a quelques 3,8
Milliard d’années comme en témoignent les premières roches
sédimentaires, des roches qui nécessitent la présence d’eau
pour se former (altération de massifs rocheux, érosion, transport
et dépôt des particules).
Aussi longtemps que la température terrestre s’est maintenue audessus de 100 °C, cette vapeur fut gardée dans l’atmosphère,
créant un effet de serre important.
Une faible quantité de vapeur d’eau est demeurée dans
l’atmosphère, suffisamment pour maintenir un certain niveau
d’effet de serre (avec le CO2 venant aussi des volcans) sans
lequel notre planète serait une boule de glace.
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La circulation annuelle de l'eau constitue le plus grand
déplacement d'une substance chimique à la surface de la
Planète.
Le ruissellement des eaux continentales transfère les produits de
l'altération physique et chimique vers les océans.
Par les processus de l'évaporation-précipitation et la circulation
océanique, l'eau transfère, des tropiques aux pôles, une grande
partie de l'énergie calorifique reçue par la Terre et constitue
ainsi le régulateur des températures du globe.
La figure qui suit présente le cycle complet (externe et interne) de
l'eau à l'échelle du globe terrestre tout entier.
Ces déplacements de l'eau déterminent les répartitions
climatiques de notre planète. Autre élément important pour la
survie de notre espèce, la quantité d'eau disponible annuellement
est le facteur déterminant de la croissance des plantes terrestres
et par conséquent influence énormément la productivité primaire.
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Sur cette figure, les boîtes représentent les réservoirs, les
flèches bleues les flux du cycle externe, et les flèches rouges les
flux du cycle interne.
Selon les conditions de température et de pression, l'eau se
retrouve sous trois états: solide, liquide et vapeur.
Le cycle externe est celui qui est observable directement.
L'énergie solaire transforme l'eau liquide en vapeur.
L'évaporation se fait principalement au-dessus des océans
(84%). Les vents et autres mouvements de l'atmosphère
redistribue la vapeur d'eau;
celle-ci retombe sous forme de pluie qui, au niveau des
continents, ruisselle et retourne à l'océan.
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On n'a qu'à penser à ce système de pompage que constituent les
sources hydrothermales au niveau des dorsales médioocéaniques.
Comme on l'a vu précédemment, une certaine quantité d'eau
est stockée sous forme de glace.
L'eau (liquide et solide) constitue l'agent essentiel de l'altération
et la désagrégation des roches de la croûte terrestre et contribue
ainsi au recyclage de plusieurs éléments.
Cette eau est un agent fort efficace de l'altération chimique des
basaltes océaniques, modifiant les propriétés physico-chimiques
et la composition de la croûte océanique et contribuant à la
composition chimique de l'eau de mer.
Le cycle interne est celui qui concerne la circulation de l'eau
entre l'océan, la lithosphère et l'asthénosphère.
La subduction de la lithosphère dans l'asthénosphère introduit
aussi de l'eau dans cette dernière.
Un important volume d'eau s'infiltre dans les pores et les
fractures de la couverture sédimentaire sur la lithosphère; on
évalue à 330.106 km3 ce réservoir.
Les minéraux du manteau même contiennent une énorme
quantité d'eau.
Un autre volume important d'eau s'infiltre dans les fractures de
la lithosphère.
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Ensemble, lithosphère et asthénosphère contiennent un volume
d'eau évalué à 400.106 km3.
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Le tableau suivant permet de comparer le volume des divers réservoirs
d'eau dans les deux cycles.
On y voit immédiatement l'importance du réservoir océanique,
ainsi que celle des réservoirs du cycle interne.
Il n'en demeure pas moins que l'eau stockée dans les glaciers,
qui en comparaison apparaît peu importante, compte tout de
même pour un volume appréciable;
un réchauffement climatique qui amènerait une fonte
importante aurait comme conséquence une élévation
significative du niveau marin.
Compte tenu que la surface des océans est de 3,6.108 km2, si
toute la glace stockée dans les calottes glaciaires et les glaciers
fondait, la montée du niveau marin serait de 120 mètres; si le
quart seulement du réservoir de glace fondait, la montée serait de
30 mètres.
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N'oublions pas que durant les deux derniers millions d'années,
on a connu des fluctuations très importantes du niveau marin qui
a oscillé entre +7 et -130 mètres au gré des phases
d'englaciation et de fonte.
Ainsi, un refroidissement global abaisse les taux d'évaporation,
entraînant une réduction de la circulation de l'air humide dans
l'atmosphère et des précipitations.
Par exemple, on évalue que durant la dernière glaciation, il y
a 18 milliers d'années, la précipitation totale fut de 14%
inférieure à celle d'aujourd'hui, entraînant
Évidemment, on ne tient pas compte dans ce calcul simpliste
des rétroactions comme des changements inévitables dans la
circulation atmosphérique, des taux d'évaporation modifiés, des
changements dans la circulation des eaux océaniques, de
l'isostasie, etc.
une expansion de la désertification,
une diminution importante de la productivité primaire
terrestre,
Des interruptions importantes dans l'état stationnaire du cycle
de l'eau sont causées, entre autres, par les périodes de
glaciation continentale.
ainsi qu'une accentuation de l'érosion éolienne des
sols désertiques.
Celles-ci affectent particulièrement la circulation des océans et
l'interaction océan-atmosphère.
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Sous nos climats, l'apport d'eau au sol se fait sous forme de pluie,
neige, rosée et brouillard.
Une glaciation entraîne aussi un changement dans les taux
globaux du transfert, des continents aux océans, des matières
dissoutes et en suspension dans l'eau.
Toute l'eau des précipitations n'atteint pas le sol: une part est
évaporée directement pendant et après la pluie; les gouttes
peuvent être interceptées en partie par le feuillage.
Durant les périodes de glaciation, une plus grande surface
continentale est exposée à l'érosion parce que le niveau marin
est plus bas (-120 mètres, il y a 18 milliers d'années), ce qui
entraîne un apport accru de matériaux dans l'océan.
L'eau qui atteint le sol ruisselle, s'infiltre et réhumecte le sol.
Les racines absorbent cette eau que la tige et les feuilles
évaporent par transpiration.
Une fraction réduite finalement gagne la profondeur et atteint la
nappe.
Une telle situation augmente le niveau de nutriments dans le
milieu marin et une augmentation de la productivité primaire.
Un profil habituel de la quantité d'eau contenu dans une coupe du
sol et du sous-sol habituel de la quantité d'eau contenu dans une
coupe du sol et du sous-sol montre une augmentation de la
teneur en eau avec la profondeur.
L'eau est le support essentiel sans lequel tous les grands cycles
biogéochimiques ne sauraient exister.
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La teneur en eau est fonction de la porosité et de la perméabilité du
sol. Le volume maximal d'eau qu'un sol peut retenir est la "capacité
au champ" ou capacité de rétention du sol qui dépend
essentiellement de la granulométrie du sol.
Près de la surface, le sol n'est pas saturé, les espaces vides
contiennent de l'eau et de l'air; l'eau est soumise aux forces de
gravité et de capillarité.
A partir d'une certaine profondeur, la teneur en eau n'augmente plus:
le sol est saturé, tous les pores du sol sont remplis d'eau: cette zone
saturée forme une nappe; les forces de gravité sont prédominantes.
L'eau du sol ne représente que 0,064% de l'eau douce totale;
teneur en eau dans le sol et le sous-sol.
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son rôle est cependant essentiel puisque c'est l'eau qu'utilisent les
racines des plantes.
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II.2. LE VENT
Le vent est une masse d'air en mouvement selon une
composante horizontale. L'air s'écoule des hautes vers les basses
pressions.
Le vent constitue un facteur important d'érosion et de transport
des sédiments à la surface de la planète.
Un tourbillon est un déplacement d'air autour d'un axe
d'inclinaison variable, la vitesse du vent y est multipliée au
moins par cinq d'où sa grande efficacité comme agent d'érosion
et de transport.
Il est particulièrement actif dans les régions sèches où la
végétation est quasi-absente, comme les déserts.
Les régions désertiques, qu'on définit comme les régions qui
reçoivent moins de 20 cm de précipitations/an, couvrent près du
tiers de la surface terrestre.
La vitesse du vent est nulle au contact même du sol et elle croît
progressivement lorsqu'on s'en éloigne.
La variation de vitesse la plus importante s'observe dans les
premiers millimètres ou centimètres au-dessus de la surface.
Les grands déserts du monde se trouvent entre les latitudes 10°
et 30° de part et d'autre de l'équateur.
C'est la couche de turbulence.
Ce sont les tourbillons créés dans cette zone qui entraînent le
mouvement de particules.
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Ces régions sont constamment sous des conditions de haute
pression atmosphérique où descend l'air sec,
ce qui est aussi vrai pour les régions polaires qui sont aussi
considérées comme désertiques compte tenu qu'elles reçoivent
moins de 20 cm/an de précipitations (en équivalent pluie).
La répartition des déserts est déterminée par la circulation
atmosphérique qui, elle, dépend de la radiation solaire.
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Milieux concernés :
II.3. LA TEMPÉRATURE
à fortes variations quotidiennes de température.
II.3.a).Chocs thermiques = thermoclastie
Claste = débris
- milieux secs continentaux à fortes amplitudes de
température. (ex : Sibérie où les amplitudes thermiques
annuelles dépassent parfois 100°C, déserts secs).
Ils peuvent être annuels, saisonniers, journaliers (ex : dans le
désert, la différence de T° peut atteindre 50°C ). Ils entraînent
un éclatement de la roche par hydratation /
déshydratation.
La température a un rôle très important sur la vitesse
d’altération (V). Pour une augmentation de 10°C de
température, la vitesse d’altération double.
destruction des matériaux rocheux sous l’effet des
fortes variations quotidiennes de la température.
C’est la
Les variations de température peuvent jouer un rôle important
dans les milieux privés d'eau. Les altérations sont alors dues
aux différents coefficients de dilatation thermique
des minéraux constituant la roche. Ceci est particulièrement
fréquent dans les marbres à gros cristaux. La juxtaposition de
matériaux ayant des coefficients de dilatation différents est
souvent à l'origine de désordres importants.
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T° moyenne/°C
Vitesse
d’altération
10
1V
20
2V
25
3V
Zones tropicales
35
30
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II.3.b). Haloclastie = éclatement de la roche lié au sel.
La
Dans les régions marines, l'eau s'évapore, la concentration
en sel augmente, le sel précipite et remplit la fracture,
entraînant une augmentation de volume qui fait éclater la
roche).
cristallisation
des
sels
qui
s'accompagne
la pierre.
Les sels transportés par l'eau sont également très
néfastes.
En premier lieu on assistera
Leurs origines sont très diverses,
à la dislocation des couches superficielles
ils peuvent provenir des processus chimiques liés à la
pollution,
puis à la désintégration granulaire,
ou être issus du sol dans le cas des remontées
capillaires,
à l'écaillage,
Les sels présents dans les solutions qui saturent la pierre
se cristallisent lors du séchage à la surface mais aussi dans
les couches profondes de la pierre en fonction de leur degré
de solubilité.
à la fissuration
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donc à la décomposition de la pierre.
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d'une
augmentation du volume des cristaux dans les pores
engendre une pression, souvent considérable, et suffisante
pour provoquer par son action répétée, la détérioration de
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II.3.c). La cryoclastie
Les sels cristallisables causent généralement plus de
dommages dans les pores et les micro-fissures de la pierre
qu'à sa surface.
La cryoclastie est plus importante au niveau des glaciers
et des montagnes.
L'intensité des détériorations est directement liée
Cryoclastie ou gélifraction = éclatement de la roche
lié au gel.
à la fréquence des cycles humidification/séchage,
Quand il gèle, il y a une augmentation de volume qui
entraîne un éclatement de la roche.
à la concentration des sels,
à leur hydroscopité
Ce phénomène est important aux hautes altitudes et
latitudes.
et leur aptitude à la cristallisation.
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II.4. LES ÊTRES VIVANTS
II.5. LES GLACIERS
Les études ont porté notamment sur l'effet des organismes
adhérant à une roche: algues vertes, diatomées, lichens,
champignons, bactéries.
Si les eaux de ruissellement constituent un agent d'érosion très
important, l'eau sous sa forme solide, la glace, est aussi très
efficace pour modeler les surfaces continentales.
Ceux-ci adhèrent à la surface grâce en particulier à des
organes appropriés qui pénètrent dans les fissures et exfolient
les minéraux lamellaires (hyphes de lichen exfoliant la biotite).
Lorsque les températures moyennes d'une région se
situent sous 0°C,
Ils produisent
une désagrégation
les précipitations se font le plus souvent sous forme
de neige
et une microdivision de la surface de la roche
et, surtout, les fontes ne sont pas suffisantes pour
empêcher qu'il n'y ait accumulation de neige et de
glace.
ainsi qu'une attaque chimique par sécrétion d'acide oxalique
produit par les lichens comme par les racines des végétaux
supérieurs.
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On reconnaît deux grandes zones d'accumulation des glaces :
les régions polaires.
et les régions en hautes altitudes
On aura conséquemment deux grands groupes de glaciers :
les calottes polaires,
et les glaciers alpins (ou de montagnes), en
hautes altitudes.
II.5.a). Les calottes polaires
On estime que les glaces couvrent aujourd'hui à peu près 10%
des masses continentales.
La calotte polaire de l'Antarctique est la plus grande et la
plus épaisse. Elle couvre pratiquement tout le continent
antarctique.
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A son centre, la glace atteint une épaisseur de 4 000 m.
C'est une énorme quantité de glace.
Les forages faits à travers ces glaces par les soviétiques en
1988 ont montré que les premiers 2 000 m avaient mis 150
000 ans à s'accumuler, soit un taux annuel moyen
d'accumulation de glace de 1,3 cm.
L'autre calotte polaire, celle du
plus mince, 3 000 m au centre.
Groenland, est un peu
Des forages complétés en 1992 par un consortium de 8 pays
européens ont montré qu'il a fallu 250 000 ans pour
accumuler ces 3 000 m, soit un taux moyen semblable à
celui de l'Antarctique de 1,2 cm/an.
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Le schéma suivant illustre le système glaciaire alpin.
II.5.b). Les glaciers alpins
On réfère à la glaciation qui se confine aux hautes montagnes
comme à la glaciation alpine, différente de la calotte polaire;
alpine, parce que c'est dans les Alpes que ce type de
glaciation a d'abord été décrit.
En hautes montagnes, on aura deux types de glaciers:
la calotte alpine formant une grande superficie de glace
couvrant les sommets,
à partir de laquelle s'écoulent des glaciers alpins confinés
aux vallées (on dit aussi glaciers de montagnes, glaciers de
vallées)
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Durant la glaciation, l'écoulement des glaces creuse à nouveau les
vallées.
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L'épaisseur d'un glacier se mesure généralement en plusieurs
dizaines, parfois même jusqu'à quelques centaines de mètres.
C'est une masse importante qui agit sur la roche de fond comme un
bulldozer.
Le creusement n'est pas instantané, mais se fait progressivement à
mesure de l'écoulement sur de longues périodes de temps.
Progressivement, vont se creuser des vallées qui peuvent atteindre
des centaines de mètres de profondeur.
Ces vallées auront un profil bien caractéristique en U.
Après la fonte des glaces, on aura
un paysage de cirques glaciaires (anciennes zones
d'accumulation de la glace),
de vallées dites en U (auges glaciaires),
de pics et d'arêtes délimitant des vallées suspendues
résultant du creusement par des glaciers plus petits venant se
fondre dans le glacier principal.
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Le glacier arrache des matériaux au substrat rocheux;
Le substrat rocheux porte la marque des glaciers:
tout ce matériel sédimentaire produit directement par
l'action de rabotage de la glace sur la roche porte
les roches sont moutonnées (arrondies par le
frottement),
ou cannelées,
le nom général de moraine.
ou encore striées par les cailloux entraînés dans
la glace,
Les eaux de fonte du glacier redistribuent les matériaux
glaciaires sur une plaine d'épandage; il y a tout un cortège
de dépôts qu'on dit fluvio-glaciaires.
ce qui permet de déterminer
la direction
Le retrait du glacier laisse sur place tous ces dépôts qui
caractérisent les paysages glaciaires.
et le sens d'écoulement de la glace une fois le
glacier disparu.
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Glacier de montagne.
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Kame: dépôt fluvio-glaciaire dans une cavité ou une
Voici les principaux dépôts qui caractérisent le paysage postglaciaire :
dépression du glacier qui, après la fonte forme de petits
monticules.
Moraine frontale: dépôt formé au front du glacier, quand le
Kettle: dépression dans une moraine ou un dépôt fluvio-
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.
glaciaire créée par la fonte d'un bloc de glace emprisonné
dans les matériaux.
L'accumulation des glaces ne causent pas que des surchages
et des dépressions importantes à la croûte terrestre.
Moraine de fond: dépôt morainique sous le glacier.
L'alternance des périodes d'englaciations et de fontes causent
des fluctuations du niveau des mers.
Moraine latérale: dépôt morainique aux marges du glacier
confiné.
En effet, le stockage des eaux terrestres dans les
glaces polaires entraîne un abaissement du niveau marin,
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.
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alors que la fonte des calottes polaires s'accompagne
d'une remontée de ce niveau.
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Chapitre II : LE PHENOMENE SEDIMENTAIRE
I. GENERALITES
II. FRAGMENTATION ET EVOLUTION MECANIQUE DES ROCHES
II.1. L’ALTERNANCE GEL – DÉGEL
II.2. LA TEMPÉRATURE
II.3. LA DÉCOMPRESSION
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III. ALTERATION ET SEDIMENTATION CHIMIQUES
III.1. ALTERATION
III.1.a). La dissolution
III.1.b). La décarbonatation
III.1.c). L’hydrolyse
III.1.d). L’oxydation et réduction
III.1.e). L’hydratation
III.1.f). Les activités biochimiques
III.2. LES PARAMETRES QUI CONTROLENT L’ALTERATION
CHIMIQUE
III.3. RELATION ALTERATION –CLIMAT
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V. TRANSPORT DES SEDIMENTS
V.1. TRANSPORT PAR GRAVITÉ PURE
V.2. TRANSPORT PAR LA GLACE
V.3. TRANSPORT PAR L’EAU
V.3.a). Eaux sauvages et eaux chenalisées
V.3.b).
Caractéristiques
physiques
écoulement
V.3.c). Transport des solutions
V.3.d). Transport des solutions solides
V.3.e). Transport par courant de densité
V.4. TRANSPORT PAR LE VENT
IV - EROSION
IV.1. DEFLATION EOLIENNE
IV.2. CORRASION
IV.3. RUISSELLEMENT ET EROSION FLUVIALE
IV.3.a). Cuestas
IV.3.b). Torrents
IV.3.c). Rivières et fleuves
IV.3.d). Morphologie karstique
IV.4. EROSION GLACIAIRE
IV.5. EROSION MARINE
IV.5.a). Les mécanismes de l’érosion marine
IV.5.b). Formes d’érosion et d’accumulations littorales
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VI.1.c) Sédimentation lacustre et lagunaire
- Généralités
- La sédimentation lacustre actuelle
* La sédimentation détritique
* La sédimentation chimique et
biochimique
- Cas des sebkhas continentales.
VI.1.d). Sédimentation glaciaire
VI. LA SEDIMENTATION ET LES MILIEUX DE SEDIMENTATION
VI.1. SÉDIMENTATION CONTINENTALE
VI.1.a). Sédimentation fluviatile
- Sédimentation des rivières
- Sédimentation dans les méandres
- Sédimentation dans les régions karstiques
- Sédimentation torrentielle
VI.1.b). Sédimentation éolienne
- Dépôts de sable
* Les dunes
* Les rides
- Dépôts de poussières
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d’un
VI.2. SÉDIMENTATION MARINE
VI.2.a). La répartition des sédiments
VI.2.b). Les différents types des sédiments océaniques
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II. FRAGMENTATION ET EVOLUTION MECANIQUE DES
ROCHES
Chapitre 2 :
Les processus mis en oeuvre dans l'altération physique
sont les suivants:
LE PHENOMENE SEDIMENTAIRE
II.1. L’ALTERNANCE GEL – DÉGEL
Les alternances de gel-dégel, en climat suffisamment humide,
fragmentent les roches (cryoclastie).
L'eau en gelant augmente son volume de 9-10% en
élargissant progressivement les fractures;
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La fraction détritique (des débris)
Roche - mère
.
Écroulement
.
.
.
Vent
Eau de surface
Glace
...
.
.
.........
Dépôts de particules grossières
(sable, gravier) sur le bord de mer
Dépôts de particules fines
(argiles) en haute mer 67
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Cryoclastie (Islande).
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III. ALTERATION ET SEDIMENTATION CHIMIQUES
L'altération chimique des roches se fait en présence d'eau; elle a
lieu essentiellement en climat humide.
Les réactions sont:
II.2. LA TEMPÉRATURE
Les variations répétées de température (40-50°C d'amplitude
journalière dans le Sahara) ont à peu près le même effet que
le gel.
des hydrolyses,
accessoirement des oxydations,
Les différences de dilatation thermique entre les minéraux
d'une roche provoquent l'apparition de fractures;
des hydratations,
des décarbonatations pour les roches calcaires.
Les parties insolubles restent sur place, se recombinent et
forment des minéraux de néoformation, principalement des
II.3. LA DÉCOMPRESSION
La décompression survient lorsque des roches ayant subit un
enfouissement sont libérées de la pression lithostatique par
érosion des formations surincombantes.
argiles.
Les organismes peuvent intervenir à tous les stades de ce
processus.
Des joints de décompression, pratiquement parallèles à la
surface du sol se développent progressivement.
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Ils fournissent en particulier des matériaux minéraux ou
organiques.
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Transport et dépôt
(action de déposer)
• Nous examinerons plus tard en détail le problème du
transport et du dépôt des produits de la météorisation.
Contentons-nous pour l’instant de réaliser qu’il y a deux
choses à transporter et à déposer : des ions libérés et
des particules (minéral hérité ou néoformé, fragment de
roche).
La fraction chimique
Roche - mère
Organismes qui
Ions Na, K,
Eau de surface
utilisent les ions
Ca, Mg…
Eau souterraine
III.1. ALTERATION
III.1.a). La dissolution
Ce processus physique simple intéresse les roches salines:
sel gemme, potasse et gypse.
III.1.b). La décarbonatation
Elle produit la solubilisation des calcaires et des dolomies
généralement sous l'action du CO2 dissous dans l'eau:
Ca CO 3 + CO 2 + H 2 O ------> Ca (H CO 3) 2 soluble
Calcite, gypse, dolomite… qui précipite dans un
marais maritime saturé
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Tests (= enveloppes) de calcite ou de silice
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III.1.d). L’oxydation et réduction
III.1.c). L’hydrolyse
Les oxydations intéressent surtout le fer qui passe de l'état
ferreux à l'état ferrique.
Les hydrolyses, c'est à dire la destruction des minéraux par
l'eau, sont les principales réactions d'altération.
Fe2SiO4 + 1/2 O2 --------> Fe2O3 + SiO2
olivine + oxygène ---------> oxyde ferrique + silice
Les ions hydrogène sont responsables de la destruction des
réseaux silicatés: ils déplacent les cations métalliques qui se
recombinent avec les OH- (hydrolyse)
Les réductions sont plus rares; elles interviennent dans les
milieux hydromorphes et produisent en particulier le passage
du fer ferrique au fer ferreux soluble.
III.1.e). L’hydratation
C'est une incorporation de molécules d'eau à certains
minéraux peu hydratés contenus dans la roche comme les
argiles;
elle produit un gonflement du minéral
Structure de la molécule d'eau
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III.1.f). Les activités biochimiques
III.2. LES PARAMETRES QUI CONTROLENT L’ALTERATION
CHIMIQUE
Les études ont porté notamment sur l'effet des organismes
adhérant à une roche: algues vertes, diatomées, lichens,
champignons, bactéries.
Le climat est probablement le facteur le plus important dans
le contrôle de l'altération chimique.
Si l'on considère en effet l'aspect cinétique des réactions
chimiques, il est clair qu'une température élevée va les
favoriser.
Ceux-ci adhèrent à la surface grâce en particulier à des
organes appropriés qui pénètrent dans les fissures et
exfolient les minéraux lamellaires (hyphes de lichen exfoliant
la biotite).
L'humidité est également importante, puisque beaucoup de
réactions se passent en milieu aqueux.
L'altération chimique est donc prééminente en climat chaud
et humide.
Ils produisent une désagrégation et une microdivision de la
surface de la roche ainsi qu'une attaque chimique par
sécrétion d'acide oxalique produit par exemple les lichens.
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et donc favorise la destruction de la roche.
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En climat froid, même si les précipitations sont abondantes,
l'eau est à l'état de neige ou de glace, favorisant plutôt
l'altération physique.
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D'autres facteurs occupent également une place importante,
quoique plus indirecte: c'est par exemple le cas du drainage.
Si les ions mis en solution ne sont pas évacués, un équilibre
chimique sera atteint et les réactions d'altération vont s'arrêter.
Le relief, également, contrôle la pente des réseaux fluviatiles
et la rapidité des courants, donc l'intensité de l'évacuation des
ions:
on a pû montrer par exemple que pour des circulations
faibles, l'albite est transformée en kaolinite,
alors qu'avec une circulation plus rapide, elle est
transformée en gibbsite (car l'acide silicique est évacué).
Influence du climat sur le profil d'altération.
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En climat tempéré, l'altération est surtout mécanique.
L'altération chimique est faible et consiste surtout dans le
départ de cations très solubles comme Na+ et Ca++ des
minéraux les moins stables; une arène est créée.
En climat tropical, l'altération est surtout chimique.
L'eau abondante et chaude provoque une mise en
solution de la plupart des minéraux, avec reprécipitation
des ions Fe, Al, Si sur place (cuirasse).
L'horizon riche en argile résulte de processus de
néoformation à partir des minéraux de la roche mère et à
partir des ions venant des horizons supérieurs.
Enfin, à la base du profil, on retrouve la roche-mère
avec une zone d'arénitisation très peu développée.
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A: surface désertique ayant subi la déflation éolienne, responsable de
la concentration des éléments les plus grossiers (reg); B: détail
montrant la coloration noirâtre et l'aspect brillant des cailloux: cette
patine est le "vernis du désert". Hmar Laghdad, Anti-Atlas, Maroc.
yardangs
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IV - EROSION
IV.1. DEFLATION EOLIENNE
Le vent soufflant sur une surface désertique balaie les
particules les plus fines et peut faire apparaître la surface
rocheuse (hamadas sahariennes).
Lorsque le sol comporte des matériaux de taille variée (sols
alluviaux, par exemple), la déflation élimine la fraction la plus
fine, laissant sur place un désert pavé de cailloux (reg).
Lorsque le sol est argileux, on observe la formation de longues
rigoles métriques (yardangs).
La déflation est responsable de la formation de grandes
dépressions désertiques comme les chotts du Sahara ou les
playas des déserts américains.
La déflation s'exerce jusqu'à ce que le niveau hydrostatique
soit atteint. A ce moment, elle s'arrête et il s'ensuit des
surfaces planes s'étalant sur des centaines de kilomètres,
souvent indurées par une croûte de sel.
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Dans les roches meubles et en particulier dans les terres
agricoles (argile et limons), les vents creusent des sillons
parallèles mettant à nu les racines des jeunes plantes.
IV.2. CORRASION
La corrasion est l'attaque mécanique de la surface sur
laquelle souffle un vent chargé de particules.
IV.3. RUISSELLEMENT ET EROSION FLUVIALE
C'est dans les régions arides, une cause aggravante de
l'érosion des sols.
En terrain argileux ou schisteux, après une forte pluie, les eaux
empruntent les fissures du sol, les élargissent progressivement
en chenaux parallèles qui fusionnent par écroulement des
crêtes qui les séparent.
Dans un matériau cohérent et homogène la corrasion se
traduit par des stries parallèles ou par un remarquable poli.
En même temps, les têtes des chenaux reculent vers l'amont
(érosion régressive).
Le polissage affecte les affleurements comme les cailloux
des regs, plus ou moins alvéolés ou façonnés en facettes.
Ce processus est responsable de la formation des "bad
lands".
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En terrain calcaire, l'usure et la dissolution par les eaux de
ruissellement forme les lapiez.
Formation de "bad lands" par érosion régressive dans un versant;
Piau Engaly, Pyrénées, France.
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Lapiez, Pic du Midi, Pyrénées.
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Dans des dépôts très hétérogènes (morraines), la présence de
blocs très lourds rend l'argile sur laquelle ils reposent plus
compacte et la protège du ruissellement: c'est de cette façon
que naissent les cheminées de fées.
Les chaos granitiques sont dus à la mobilisation de l'arène
(sable issu de la désaggrégation du granite), ce qui dégage les
boules de granite non altéré, empilées en désordre
(Ploumanach).
Les paysages ruiniformes se développent dans des
formations hétérogènes qui présentent des différences de
solubilité (dolomie-calcaire) ou de dureté (sable-grès).
Lapiez = figures de dissolution sur
calcaire pur
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A: formation d'un chaos granitique par desquamation des granites
le long des joints; Ile Grande, Bretagne; B: évacuation de l'arène et
basculement des blocs ainsi dégagés, avec formation d'un chaos;
Trégastel, Bretagne.
Cheminée de fée formées dans un éboulis (Haut Atlas, Maroc).
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IV.3.a). Cuestas
Cuesta est le nom espagnol de la notion « côte ». C´est une
forme du relief dissymétrique constituée
d’un côté à pente raide (falaise)
et, de l’autre, par un plateau doucement incliné en sens
inverse.
Exemple d'un paysage ruiniforme: le cirque dolomitique de
Mourèze, Larzac, France.
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Les cuestas sont à trouver
sédimentaires peu déformés
bordures
bassins
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des
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aux
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Les conditions pour le développement d´un relief de cuesta sont les
suivantes :
Existence d´un dispositif monoclinal (les couches ont le même
pendage)
Alternance de roche de dureté différente (roche dure au
sommet, roche tendre en dessous)
Attaque par un agent d´érosion (réseau hydrographique qui
forme une cuesta par l´érosion)
Schéma montrant la disposition théorique des cuestas et de
leur réseau hydrographique.
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Des successions sédimentaires faiblement inclinées, formées
d'alternances de couches tendres et de couches résistantes à
l'érosion peuvent donner naissance à un relief en cuestas.
En ce qui concerne le réseau fluviatile, il est
La cuesta comprend:
soit conséquent (et il suit le pendage général des
formations en entaillant la cuesta),
un front, plus ou moins abrupt, dû à l'interruption de la
couche résistante,
une dépression longeant le pied de l'abrupt et creusée
dans les couches tendres
soit subséquent et longe le front de la cuesta.
et un revers qui correspond à peu près au dos de la
couche résistante inclinée.
En avant du front, il arrive que des reliefs isolés témoignent de
l'ancienne extension de la formation résistante: ce sont des
buttes-témoins.
Chapitre II - Page
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IV.3.b). Torrents
Les torrents forment la partie amont des systèmes fluviatiles,
localisés dans des régions fortement déclives.
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Un torrent comprend trois parties:
le bassin de réception ou entonnoir de réception,
zone de rassemblement des eaux météoriques et
d'arrachement des matériaux et où dominent les processus
d'érosion;
le chenal d'écoulement, souvent étroit et à pente forte;
c’est la zone de transfert des matériaux et
d'approfondissement du lit par érosion mécanique ;
le cône de déjection c’est la zone de dépôt des
matériaux.
Les différentes composantes d'un torrent; B: profils d'équilibre d'un
système fluviatile en fonction du niveau de base.
Chapitre II - Page
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Les caractéristiques morphologiques d’un torrent
Les composantes de la partie amont d'un système fluviatile; a:
bassin de réception; b: chenal d’écoulement; c: cône de déjection.
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IV.3.c). Rivières et fleuves
En s'enfonçant par érosion, les cours d'eau creusent des
vallées qui possèdent un profil caractéristique en "V".
En terrain massif et dur (granite), la tendance est à
l'enfoncement vertical (gorges).
Le profil longitudinal des systèmes fluviatiles matures est
également caractéristique et résulte d'un équilibre à long terme
entre la charge transportée et la pente (la pente d'équilibre n'est
pas celle qui permet juste au cours d'eau de couler, mais bien
celle qui lui permet de couler et de transporter).
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Dans la plupart des cas, le lit des cours d'eau est délimité par
des berges, définissant le lit mineur.
Au-delà des berges se situe la plaine d'inondation ou lit
majeur.
Dans certains cas, un chenal d'étiage apparaît dans le lit
mineur.
Une terrasse se forme chaque fois que le cours d'eau
s'encaisse dans ses propres alluvions (reprise d'érosion): la
surface du lit majeur est alors suspendue au-dessus du cours
d'eau.
Si le phénomène se reproduit à plusieurs reprises, on a
formation de terrasses étagées ou emboîtées.
La terrasse la plus basse est toujours la plus récente.
Chapitre II - Page 103
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Terrasses étagées
Ce type de terrasses implique des alternances de phases
érosives très importantes et des phases de sédimentation
moins importantes. Elles suggèrent une nette dominance de
l'érosion.
La dynamique du cours d'eau change, (le débit augmente) le
cours d'eau incise le dépôt n°1 (en vert sur le schéma) sur toute
son épaisseur, ainsi que le substratum.
Les terrasses étagées se forment avec l'encaissement du
cours d'eau.
Au départ, le cours d'eau dépose ses alluvions sur sa plaine
d'inondation.
Incision du dépôt et du substratum
Dépôt dans la plaine d'inondation.
Chapitre II - Page 105
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Un nouveau changement de dynamique (baisse du débit)
amène le cours d'eau à déposer de nouvelles alluvions (en
jaune sur le schéma), dans l'incision du substratum.
Suite à un autre changement de dynamique, le cours d'eau se
met à inciser le dépôt n°2 sur toute son épaisseur, et atteint le
substratum, qu'il incise également. Par la suite, il dépose de
nouvelles alluvions (en orange sur le schéma) dans cette
incision.
Dépôt dans l'incision
Erosion du dépôt et du substratum
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Chapitre II - Page 108
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Schéma récapitulatif de la formation des terrasses étagées
Dépôt dans l'incision
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Terrasses emboîtées
Lors de la formation de terrasses emboîtées, l'érosion ne se fait
pas jusqu'au substratum.
Au départ, le cours d'eau dépose une grande quantité d'alluvions
dans sa plaine d'inondation
Schéma récapitulatif
Dépôt d'alluvions
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Suite à un changement de dynamique, ce même cours d'eau
se met à creuser ses alluvions
La dynamique du cours d'eau change, l'érosion faiblit,
et la sédimentation prend le dessus
Creusement des alluvions
Dépôt dans l'incision
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La dynamique change à nouveau, l'érosion reprend, mais avec
une intensité plus faible : le cours d'eau creuse ses alluvions,
mais n'est pas assez érosif pour creuser sur toute leur
épaisseur. L'érosion ne se fait pas jusqu'au substratum.
Ces alternances de phases d'érosion et de sédimentation se
poursuivent, pour donner des terrasses emboîtées les unes
dans les autres, sans jamais atteindre le substratum.
Erosion
Dépôt
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Contrairement au terrasses étagées, la formation de terrasses
emboîtées suppose une alternance de phase de dépôt et
d'érosion de moins en moins importantes : l'érosion n'est pas
assez forte pour creuser les alluvions jusqu'au substratum.
.
Schéma récapitulatif de la formation des terrasses
emboîtées
Chapitre II - Page
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Schéma récapitulatif
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L'érosion fluviale est responsable de la formation des méandres.
Ces méandres ont tendance à se déplacer vers l‘extérieur et vers
l'aval du cours d'eau par érosion
sur la rive concave c’est l’érosion
Terrasses étagées et terrasses emboîtées. A: les chutes du niveau
de base provoquent un encaissement successif avec des terrasses
de plus en plus jeunes vers le bas; B: la première chute du niveau de
base est très accentuée, provoquant un profond encaissement; par la
suite, les chutes du niveau de base ne sont plus aussi fortes et
n'entament plus que la terrasse la plus ancienne.
et dépôt sur la rive convexe (sous la forme de point
bars ou lobes de méandre).
Le recoupement
abandonnés.
des
méandres
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génère
des
méandres
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Formation des méandres par érosion de la rive concave et
sédimentation sur la rive convexe. L'ensemble se déplace vers
l'aval. Recoupement de méandre et développement d'un méandre
abandonné.
Chapitre II - Page 121
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Développement d'un point bar par dépôt de sédiment le long de la
rive convexe; de petites rides de courant se forment au sommet.
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IV.3.d). Morphologie karstique
Les formes d'érosion qui résultent de la dissolution de roches
(surtout calcaires) par les eaux douces sont très particulières: elles
reçoivent le nom de "morphologie karstique" d'après une région
de la Croatie.
Les différents
schématisés:
éléments
d'un
paysage
Exemple de méandre recoupé. Le cours actuel de la rivière est figuré
en trait plein; le cours parcourant l'ancien méandre en tiretés.
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sont
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karstique
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On distingue des morphologies souterraines et des morphologies
aériennes:
Le réseau souterrain ou "endokarst"
Les formes aériennes
Le réseau souterrain ou "endokarst" est influencé par les
discontinuités géologiques: cassures, diaclases, failles du massif
calcaire qui conditionnent la direction des galeries.
Eléments géomorphologiques d'un paysage karstique.
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On distingue :
la partie fossile du réseau, dénoyée, de la partie
active où s'écoulent les rivières souterraines.
Les spéléothèmes regroupent toutes les formes de
concrétionnement
comme
les
stalactites
(caractérisées par un canal central où circule l'eau),
les stalagmites (pleines).
Les gours sont des barrages édifiés sur le fond des
cours d'eau souterrains, souvent à l'intervention
d'obstacles.
Toutes ces concrétions résultent du dégazage du CO2,
provoquant la précipitation de CaCO3.
A: spéléothèmes dans une grotte
B: résurgence d’eau au sortir des grottes. L'eau "fume" car sa
température est plus élevée que la température extérieure, suite à
son trajet souterrain.
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Les formes aériennes comprennent
les canyons et avens, résultant de l'effondrement du
toit de galeries et de salles proches de la surface,
les dolines, dépressions circulaires où s'infiltrent les
eaux de surface,
les ouvalas, résultant de la coalescence de plusieurs
dolines,
les poljés, plaines karstiques endoréiques
s'observent des reliefs résiduels ou mogotes.
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où
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le "petit canyon" dans un
calcaire pur
des dolines
Tours karstiques
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IV.4. EROSION GLACIAIRE
Les formes remarquables de l'érosion glaciaire sont visibles à
deux échelles:
à grande échelle, on observe des vallées caractéristiques,
dites "en U" ou "en auges" dont la section transversale en auge
avec des parois verticales s'oppose à la forme "en V" des vallées
fluviatiles.
En amont des vallées glaciaires s'observent les cirques
glaciaires.
A petite échelle, l'érosion glaciaire se manifeste par des
surfaces polies et arrondies ("roches moutonnées"), souvent
striées par des blocs durs enchâssés dans la glace (stries
glaciaires).
Dolines (flèches), Pic du Midi, Pyrénées.
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A: stries glaciaires sur une roche usée par l'action d'un glacier;
B: roches moutonnées. Le réseau de lignes correspond à des veines
de quartz, mises en relief par la dissolution plus rapide du granite.
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IV.5. EROSION MARINE
IV.5.a). Les mécanismes de l’érosion marine
Les principaux agents de l'érosion marine sont les vagues et les
courants, auxquels on peut ajouter l'action des embruns
emportés par le vent (altération chimique).
L'action érosive des vagues sur une côte résulte des facteurs
suivants:
un mitraillage par le sable et gravier transportés;
la pression de l'eau contre les parois (elle peut atteindre 30
tonnes/m2);
une succion lorsque les vagues se retirent (déplacement de
blocs de plusieurs milliers de tonnes);
des vibrations par suite de chocs successifs (phénomènes
de résonance).
Force des vagues; le gardien de phare donne l'échelle.
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IV.5.b). Formes d’érosion et d’accumulations littorales
La principale forme d'érosion littorale est la falaise. On
distingue
les falaises vives, encore battues par la mer
et les falaises mortes, séparées de la mer par une zone
de dépôt.
Les falaises se forment par sapement à la base et éboulements
par pans.
Le matériel érodé peut s'accumuler dans les zones les plus
calmes
Falaise à la Galite
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Falaise de Tabarka
Falaise de Tabarka
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A: Réfraction de la houle autour d'un cap et naissance d'une
zone d'eau plus calme où l'énergie est dispersée et où se forme
une plage de fond de baie; B: formation d'une flèche sableuse et
d'une vasière en arrière de la flèche; C: formation d'un tombolo
par accumulation en arrière d'un îlot rocheux.
Falaise en Normandie
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Régularisation progressive d'une côte rocheuse par érosion des
caps et accumulation en fond de baie.
A: Flèche sableuse et B: tombolo derrière l'ilôt Saint-Michel
(Bretagne).
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V. TRANSPORT DES SEDIMENTS
V.1. TRANSPORT PAR GRAVITÉ PURE
Les matériaux produits par les phénomènes d'érosion sont
généralement déplacés sous l'action
de la gravité et de l'eau,
plus accessoirement sous l'action du vent.
Ce mode de transport se rencontre dans les régions
présentant des différences d'altitude créant
des pentes,
et où la désagrégation mécanique est forte,
c'est à dire essentiellement
en montagne
et en régions désertiques.
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Les éléments sont déplacés sur une faible distance, quelques
centaines de mètres, exceptionnellement quelques km et
s'accumulent en cônes d'éboulis.
Ils sont non usés et de toute taille; les plus gros descendent
plus loin et forment la frange du cône: un certain
granoclassement horizontal s'établit
La porosité des éboulis est grande et la percolation des eaux
est bonne.
La cimentation est rapide, surtout en pays calcaire, et donne
une brèche de pente à éléments anguleux.
Eboulement
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V.2. TRANSPORT PAR LA GLACE
Sous climat froid et humide, la neige se transforme en glace par
compaction et fusion.
La glace s'écoule comme un fluide visqueux et forme un glacier.
La charge transportée dépend de l'approvisionnement en matériaux:
En montagne, le glacier peut transporter des éboulis en telle
quantité que ces derniers recouvrent et dissimulent
complètement la glace.
La charge est beaucoup plus faible pour les glaciers polaires
en calotte.
La compétence d'un glacier est également grande: certains blocs
dépassent plusieurs mètres.
Ils sont abandonnés à la fonte des glaces et constituent des blocs
erratiques" caractéristiques du passage des glaciers.
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V.3. TRANSPORT PAR L’EAU
V.3.a). Eaux sauvages et eaux chenalisées
L'eau transporte des matériaux détritiques en suspension et des
éléments en solution.
La charge d'une rivière est en moyenne de 120 grammes par
d'éléments en solution pour 510 g par m3 de suspension.
Sa compétence est également bien plus faible que celle d'un
glacier et dépasse rarement quelques dizaines de cm.
Les matériaux détritiques sont transportés d'autant plus loin
qu'ils sont plus petits, des milliers de km pour les grands
fleuves: il s'établit un classement longitudinal.
Stries formées par le déplacement d'un glacier
Ils se choquent et s'usent au cours du transport.
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V.3.b). Caractéristiques physiques d’un écoulement
Le type d'écoulement est laminaire ou turbulent.
Les paramètres principaux sont la vitesse et la viscosité du fluide en
mouvement; ils déterminent le type d'écoulement.
Lorsque la vitesse d'écoulement est petite, les filets
d'eau sont parallèles entre eux, leur vecteur vitesse
est identique: l'écoulement est laminaire.
La vitesse est fonction de la pente et de la viscosité du fluide: sur
une même pente, une eau pure coule plus vite qu'une eau chargée.
Pour une vitesse grande, il se produit des remous :
l'écoulement est turbulent.
Un gradient de vitesse existe depuis le fond, où la vitesse est nulle,
jusqu'à la surface où la vitesse est maximale.
La viscosité dépend de la quantité de matériaux transportés en
suspension et en solution; elle a une valeur minimale pour une eau
pure.
Des modifications d'un écoulement dans un chenal peuvent
changer la vitesse de l’écoulement.
Elle conditionne la compétence du fluide.
Tout rétrécissement dans un chenal produit l'augmentation de
la vitesse de l'eau et corrélativement celle de l'érosion des
berges et du fond.
Un écoulement à forte charge est très visqueux et peut transporter
des matériaux de grand taille.
Un élargissement au contraire est accompagné d'une
diminution de vitesse qui favorise la sédimentation.
Chapitre II - Page 159
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eau de mer
eau douce
V.3.c) Transport des solutions
Cet aspect du transport d'une rivière est souvent négligé.
Pourtant la quantité de matière transportées en solution est
considérable.
Cl
19000
8
Br
65
_
SO4
2650
11
HCO3
140
58
H3BO3
26
_
Mg
1270
4
Ca
400
15
La quantité totale de matière en solution apportée par les
fleuves aux océans a été chiffrée à des milliard de tonnes par
an.
La répartition des éléments chimiques diffère de celle de l'eau
de mer: l'eau de rivière est comparativement plus riche en silice
et en carbonates dissous.
Chapitre II - Page 161
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Sr
8
Composition chimique
comparée de l'eau de mer
et de l'eau douce (ppm)
_
K
380
2
Na
10560
6
Fe
_
2
SiO2
6
13
TOTAL
34500
120 ppm
Cette différence de composition explique que les dépôts
évaporitiques des cuvettes endoréiques, alimentées par les eaux
continentales, ont une composition différente de celle des lagunes
Chapitre II - Page 162
littorales.
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V.3.d). Transport des solutions solides
La quantité des éléments transportés dépend des caractères du
fluide, vitesse et viscosité, et de ceux des éléments eux-mêmes,
taille, forme, densité.
Les petits éléments (argiles, sables) sont arrachés du fond et
suspendus dans l'eau.
Le transport par suspension est celui des particules de petite
taille. Les éléments plus gros ne s'élèvent pas au dessus du
fond, sauf épisodiquement, à la suite d'une brusque élévation de
la vitesse instantanée (saltation), ils roulent ou rampent sur le
fond.
Le diagramme de Hjulström illustre le comportement des
particules en fonction de leur taille et de la vitesse du courant.
Pour des vitesses fortes, les particules sont arrachées du
fond (érosion) et transportées.
Toute diminution de vitesse produit leur chute.
Pour des vitesses plus faibles, les petites particules
déjà arrachées sont transportées, les plus grosses restent
sur le fond.
Ce transport par suspension est celui des particules de petite
taille.
Chapitre II - Page 163
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Ce diagramme nous apporte des informations très importantes
On remarque que les particules argileuses demande une plus forte
énergie d'arrachement que les sables car elles sont plus cohérentes
entre elles et offre à l'eau une surface plus lisse que les sables.
Par exemple, un grain de sable de 0,3 mm de diamètre, va pouvoir
être arraché au "substrat" si il est solidaire du fond lorsque la vitesse
du courant atteint les 100 cm/s.
Si la vitesse du courant est de 10 cm/s, les grains de sable circulants
de cette taille vont continuer leur chemin; et pour une faible vitesse
de l'ordre de 1 cm/s, les grains vont se déposer.
1. Les matériaux les plus sensibles à l'arrachement par le
ruissellement ont une texture voisine des sables fins de 100 microns.
Les matériaux plus argileux sont plus cohérents. Les matériaux plus
grossiers ont des particules lourdes qui exigent une vitesse
supérieure du fluide.
2. Tant que les écoulements s'effectuent à une vitesse faible (25
cm/seconde), ils ne peuvent éroder les matériaux.
3. Le transport des particules fines argileuses et limoneuses
s'effectue facilement, même pour de faibles vitesses. Mais, pour les
matériaux plus grossiers que les sables fins, on passe très vite de la
zone d'érosion à la zone de sédimentation.
Chapitre II - Page 165
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A une vitesse de courant donnée, les particules auront un
comportement différents selon leur taille.
Ex 1 : à 1cm/s :
les particules < 0.1mm seront transportées par le courant
les particules > 0.1 mm seront déposées au fond
Ex 2 : à 100 cm/s :
les particules < 0.002 mm seront transportées par le courant
les particules > 10 mm seront déposées au fond
les particules intermédiaires subissent une érosion
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Pour une taille de particule donnée, leur comportement est
influencé par la vitesse du courant
Ex particule de 0.1mm :
Laissé surplace par un courant < 0.3 cm:s
Transportée par un courant de 0.3 à 15 cm/s
Erodée par un courant plus fort
Diagramme de Hjuström (simplifié).
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V.4. TRANSPORT PAR LE VENT
Les particules sont transportées selon trois modes.
Dans les déserts, l'agent principal d'érosion et de transport
des matériaux est le vent.
Les plus grosses se déplacent par roulement ou
glissement (traction) à la surface du sol, sous l'effet de la
poussée du vent ou des impacts des autres particules.
Si le vent peut agir si efficacement pour éroder et transporter
les particules, c'est qu'il n'y a ni humidité, ni végétation pour
retenir celles-ci et les stabiliser.
Le vent qui balaie la surface du sol entraîne donc facilement
ces particules.
Les particules de taille moyenne (sables) se déplacent par
bonds successifs (saltation).
Les particules très fines (poussières) sont transportées
en suspension dans l'air (loess), souvent sur de très
grandes distances.
Chapitre II - Page 171
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Il en résulte deux structures importantes des déserts :
les pavements et le champ des dunes
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les pavements de désert
Le vent entraîne les particules de la taille des sables, mais
n'a pas l'énergie nécessaire pour soulever ou rouler les plus
grosses particules.
Ainsi, ces plus grosses particules se concentrent
progressivement à mesure de l'ablation des sables
pour former finalement une sorte de pavement qui recouvre
les sables et les stabilise, ce qui, par exemple, permet aux
véhicules robustes de rouler aisément.
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et les champs de dunes.
Les sables transportés par le vent s'accumulent sous forme de
dunes.
Quand les poussières sont entraînées à haute altitude, elles
sont disséminées trés loin.
Les poussières sahariennes, de quelques dizaines de microns,
tombent parfois sur la France et colorent la pluie en rouge.
Ces dernières se déplacent, sous l'action du vent, par saltation
des particules sur le dos de la dune;
elles viennent se déposer sur le front de la dune, soit par
avalanche, soit parce qu'elles sont piégées par le tourbillon
que fait le vent à l'avant de la dune.
C'est ce qui cause la structure interne en lamines parallèles
inclinées qui indiquent le sens du déplacement de la dune.
Les zones de plage, constituées de matériaux sableux et
soumises au vent, constituent également un domaine d'action
privilégié pour le vent.
Les grains sont prélevés et sont transportés généralement
vers l'intérieur des terres et déposés en dunes littorales.
Les cendres émises par une éruption volcanique sont
largement disséminées à la surface du globe par les vents et
colorent les couchers de soleil.
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Erosion (eaux sauvages, eaux canalisées et vent) en zone aride.
Cône d'éboulis.
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VI. LA SEDIMENTATION ET LES MILIEUX DE
SEDIMENTATION
VI.1. SÉDIMENTATION CONTINENTALE
VI.1.a. Sédimentation fluviatile
La sédimentation fluviatile concerne :
La sédimentation des rivières
La sédimentation des méandres
La sédimentation des pays karstiques
La sédimentation torrentielle
Surface de déflation en zone aride.
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La sédimentation des rivières
Les rivières sont surtout des agents de transport.
Elles déposent néanmoins aux endroits où la vitesse
diminue, c'est à dire le long de leur cours et finalement à
leur embouchure où peuvent s'ajouter des phénomènes de
floculation des argiles et de précipitation de corps en
solution.
Une rivière dépose dans son ou ses chenaux formant son
lit mineur des amas de galets et sables appelés barres.
Lors des crues, elle envahit sa plaine d'inondation et y
dépose des matériaux généralement plus fins , les
limons, contenant une forte proportion d'argile.
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Sédimentation dans les régions karstiques
Dans les pays calcaires, l'eau courante est chargée d'ions
carbonate de calcium en solution.
Ce dernier se dépose chaque fois que la pression partielle
en gaz carbonique diminue: sortie de réseaux souterrains,
cascades, activité des végétaux photosynthétiques,
stalactites, stalagmites...
Cette précipitation chimique donne un sédiment calcaire
bulleux, le tuf calcaire, semblable à celui formé dans un lac.
Dépôts dans un méandre.
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Sédimentation torrentielle
Les matériaux de toute taille
Organisation générale d'un cône
de déjection torrentiel; les chiffres
désignent les lobes successifs
transportés par un torrent
peuvent être momentanément déposés dans le lit,
mais ils sont repris à chaque crue pour être
finalement déposés quand la vitesse diminue, c'est à
dire lorsque le cours d'eau arrive dans une plaine.
Ils forme un éventail lobé, le cône de déjection
torrentiel.
Chaque lobe correspond à l'étalement des matériaux d'une
crue.
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- Sous climat tempéré, l'eau et les matériaux fins des torrents
alimentent les cours d'eau permanents des vallées.
- Sous climat semi-aride, l'écoulement se fait en nappe sur
les piémonts;
dans les bassins fermés, l'eau s'accumule en lac temporaire
; l'évaporation précipite la charge dissoute.
Ces dépressions à évaporites constituent des sebkhas
continentales.
Epandage de piémont et sebkha continentale. La dépression a
souvent une origine tectonique.
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VI.1.b. Sédimentation éolienne
On distingue:
* les barkhanes, dunes en croissant avec concavité
abrupte sous le vent
Dépôts de sable
* les dunes
* les dunes paraboliques en forme de langue dont la
convexité abrupte est sous le vent;
Les corps sédimentaires les plus caractéristiques sont
les dunes éoliennes.
* les dunes transversales, rubans perpendiculaires à la
direction du vent; comme précédemment, la pente sous le
vent est la plus forte;
Leur hauteur est de 5 à 10 m pour une longueur d'onde
de quelques centaines de mètres au maximum.
* les dunes longitudinales , parallèles au sens du vent;
Leur forme varie en fonction du régime des vents et de leur
charge en sable.
* les dunes d'interférence dont la structure complexe
reflète le régime changeant des vents.
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Accumulation de sable en arrière d'un obstacle (ici, une touffe
d'herbe).
Principaux types de dunes éoliennes. (1) barkhanes;(2) dunes en
forme de langue; (3) dunes transversales à crêtes rectilignes; (4)
dunes d'interférence.
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* Les rides
Ce sont des ondulations centimétriques qui couvrent la
surface des dunes.
Les rides ou rippelmarks sont des indicateurs de transport
de sédiments granuleux, ils se développent sous l'effet du
vent sur les dunes, dans les rivières - mais aussi dans la
mer.
Types de dunes; A: barkhanes; B: dunes paraboliques; C: dunes
longitudinales. La flèche bleue indique la direction du vent
dominant.
En en trouve à différentes échelles, millimétriques jusqu'à
décamétriques!
Les rippelmarks sont en général assymmétriques,
elles nous renseignent sur la direction de transport. (le coté
peu penté est dans le vent / dans le courant).
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Dépôts de poussière
La quantité de poussière transporté puis déposée par le vent
peut être grande mais elle passe inaperçue et sous-estimée
parce qu'elle est largement disséminée sur le sol.
Chaque année le Sahara perd plus de 100 millions de tonnes
de poussière dont une grande partie tombe dans l'océan
Atlantique, contribuant ainsi à la sédimentation océanique.
Rides dans une rivière
Rides sur les dunes
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VI.1.c) Sédimentation lacustre et lagunaire
Généralités
Un lac est un corps d'eau permanent enclavé dans le continent
et généralement constitué d'eau douce.
La taille des lacs est trés variable, depuis les marécages de
faible profondeur jusqu'aux véritables mers intérieures que sont
les Grands Lacs américains.
La salinité est également trés variable.
Les petits lacs ont des origines trés diverses: lagune de plaine
cotière, méandre abandonné de plaine alluviale, lac de plaine
deltaïque, de surcreusement glaciaire, lac de cratère. Les grands
lacs ont une origine tectonique: lacs du Grand Rift Africain, Mer
Morte...
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La sédimentation lacustre actuelle
Du fait de leur isolement, les caractères des lacs varient en
fonction
* La sédimentation détritique
Les matériaux apportés par les rivières se déposent dans un lac
selon une zonation concentrique assez théorique qui dépend de
l'hydrodynamisme:
du climat,
de l'apport des rivières,
galets le long des rives,
de l'environnement géologique,
sables dans les zones périphériques soumises
à l'action des vagues,
de la végétation sur les berges
vases dans le centre plus profond et plus calme.
et de l'activité biologique dans le lac.
En fait la distribution des matériaux dépend de la position des
deltas dans le lac.
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* La sédimentation chimique et biochimique
En climat humide et frais, la végétation herbacée se
décompose sur place en tourbe.
Sa nature dépend du climat, du chimisme de l'eau, de l'activité
organique.
Sous climat froid, l'hydroxyde ferrique précipite en pisolites.
Sous climat chaud et humide, l'eau se stratifie et le fond
devient anoxique. La matière organique s'accumule en
grande quantité et donne une vase noire ou un lignite
(débris de matière ligneuse).
Sous climat tempéré, il y a surtout précipitation de carbonate de
calcium par mécanisme purement chimique ou par l'intermédiaire
des organismes (algues, cyanobactéries, plantes supérieures,
mollusques...)
En climat sec, l'évaporation est forte et les sels
précipitent sur les berges (gypse, halite, ...)
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VI.1.d) Sédimentation glaciaire
Sédimentation des sebkhas continentales.
Dans les régions où l'évaporation est importante (climat aride),
l'eau des lacs s'évapore en partie ou totalement pendant la
saison sèche.
Le lac devient sursalé ou disparait en laissant sa charge
dissoute qui précipite sous forme d'évaporites.
Ces étendues salées sont des sebkhas; elles occupent
généralement des dépressions fermées (endoréiques).
Les sels sont mélangés à de nombreux matériaux détritiques
apportés par les rivières temporaires.
Les matériaux transporté par les glaciers sont sédimentés
lorsque la glace fond.
Ils s'accumulent donc à proximité du glacier et constituent les
dépôts glaciaires.
Ils peuvent être remaniés par les eaux puis déposés: ce sont
les sédiments fluvio-glaciaires et glacio-marins = moraines
En climat tempéré, les glaciers de montagne fondent en
descendant dans les vallées; les matériaux s'accumulent en
une moraine frontale qui peut être trés grande.
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Moraines d'un glacier de montagne: (A) organisation générale; (B)
coupe transversale dans un glacier.
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VI.2.a) La répartition des sédiments
VI.2. SÉDIMENTATION MARINE
Les composants d'un sédiment océanique peuvent être classés
en 4 grandes catégories suivant leur origine :
la fraction biogène liée à l'activité biologique du
plancton et des organismes marins,
la fraction
volcanique,
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volcanogène
résultant
de
l'activité
la fraction détritique héritée des continents,
et la fraction authigène néoformée à partir des ions en
solution dans l'eau de mer.
La répartition des différents types de sédiments sur le fond de
l'océan dépend de différents facteurs:
la productivité primaire. Elle a lieu essentiellement dans la zone
photique des eaux de surface (tranche d'eau dans laquelle la
lumière pénètre suffisamment pour permettre à la vie végétale
utilisant la photosynthèse de se développer). Les organismes à
tests calcaires sont généralement plus abondants que les
organismes à tests siliceux, sauf en haute latitude.
La température des eaux de surface : la productivité primaire
siliceuse est abondante dans les eaux froides, riches en CO2, et
pauvres en CaCO3.
La bathymétrie du fond océanique, c'est à dire, la profondeur
des fonds sous-marins.
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VI.2.b) Les différents types des sédiments océaniques
Au niveau des bassins
Les grands fonds
Les dépôts au niveau du talus et du glacis
Les dépôts détritiques de plateforme
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Les dépôts détritiques de plateforme sont classés, répartis, étalés
par les marées, les vagues et les courants littoraux. On y trouve les
dépôts amenés par les fleuves, le vent mais aussi des sédiments
biochimiques et biologiques ainsi que des constructions
d'organismes (récifs).
Au niveau des bassins la sédimentation détritique devient plus
localisée (selon les courants marins et éoliens).
La sédimentation chimique, biochimique et
biologique est de type carbonatée dans les eaux
peu profondes (-4000 m maximum) ou chaudes,
et au delà de -4000m (limite de compensation des
carbonates CCD Calcite Compensation Depth). ) il
y a dissolution, en raison du froid. A ce niveau ce sont
des sédiments siliceux qui se déposent (radiolaires,
diatomées en zone froide).
Les dépôts au niveau du talus et du glacis sont principalement
détritiques (mais également planctoniques et biochimiques).
Pour les grands fonds, ce sont des argiles rouges d'origine
détritiques que l'on retrouve, le reste étant dissout au cours de
la descente.
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phytoplancton
zooplancton
coccolithophoridés
foraminifères
test en SiO2
diatomées
radiolaires
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test en CaCO3
Microfossiles marins calcaires
de milieu profond, avant
consolidation,
dits
"Coccolithes" (chacun fait
quelques
centaines
de
micromètres de long).
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Radiolaires
(microfossiles
océaniques siliceux) avant
consolidation
(chacun
fait
quelques
centaines
de
micromètres de long).
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Chapitre 3 : LES SERIES SEDIMENTAIRES
I. LES SEDIMENTS
II. LES ROCHES SEDIMENTAIRES
III. COMPOSITION CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE
IV. MILIEUX DE DEPOT
V. PRINCIPAUX TYPES DE ROCHES SEDIMENTAIRES
Chapitre III - Page 223
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I. LES SEDIMENTS
Ensemble d'éléments déposés par l'eau, le vent, la glace qui
proviennent de l'usure des continents, c'est à dire de la
destruction de roches ou d'être vivants.
Chapitre 3 :
La destruction se fait par
des mécanismes physiques produisant
LES SERIES SEDIMENTAIRES
la fragmentation des matériaux
et des réactions chimiques donnant
des solutions de lessivage
(altération chimique).
Chapitre III - Page 225
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III. COMPOSITION CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE
Les éléments solides sont déplacés sous l'effet de la
gravité, souvent par l'intermédiaire d'un fluide transporteur
(eau, glace), et sous l'effet des variations de pression
atmosphérique qui produisent les vents.
Les éléments en solution sont transportés par l'eau.
II. LES ROCHES SEDIMENTAIRES
Les sédiments, généralement meubles, sont finalement
transformés en roches consolidées (lithification).
Ces transformations physiques et chimiques sont
produites par la charge des sédiments sus-jacents et par
la circulation des solutions entre les éléments (eaux
interstitielles):
Les éléments chimiques des roches sédimentaires proviennent de
la lithosphère continentale
et de l'atmosphère;
les êtres vivants de la biosphère peuvent intervenir comme
intermédiaires en concentrant ou libérant certains éléments
(oxygène, CO2, calcium...).
Il s'agit essentiellement du silicium, calcium, oxygène, dioxyde
de carbone.
Les combinaisons minéralogiques consistent surtout en silicates
et accessoirement carbonates.
c'est la diagenèse.
Chapitre III - Page 227
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V. PRINCIPAUX TYPES DE ROCHES SEDIMENTAIRES
IV. MILIEUX DE DEPOT
Les éléments destinés à former un sédiment sont d'abord
généralement transportés à l'état solide ou en solution. Ils se
déposent ou précipitent ensuite dans un milieu de
sédimentation.
Un
milieu
de
sédimentation
est
une
unité
géomorphologique de taille et de forme déterminée où règne
un ensemble de facteurs physiques, chimiques et biologiques
suffisamment
constants
pour
former
un
dépôt
caractéristique.
Les roches sédimentaires sont de composition chimique et
minéralogique variée; elles sont souvent faites de mélanges.
Leur origine est souvent multiple. Il est ainsi difficile de proposer
une classification satisfaisante .
V.1. CLASSIFICATION GENETIQUE
les roches détritiques provenant de la destruction de
roches, ou d'organismes: cailloutis, sables, sables coquiliers et
leur correspondants indurés, les conglomérats, grès et grès
coquilliers. Les roches détritiques sont généralement classées
en fonction de la granulométrie de leurs constituants
les roches chimiques issues de la précipitation des corps
dissous dans l'eau: sel gemme, potasse
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V.2. CLASSIFICATION CHIMIQUE
les roches biochimiques provenant de l'activité
organique des organismes: ex charbons.
les roches siliceuses (silice)
Dans certains cas, l'action des organismes modifie
l'environnement chimique et le sédiment est précipité
directement à partir d'eaux marines ou lacustres sursaturées.
Le grès
les roches argileuses (phyllosilicates d'aluminium)
Dans d'autres, les organismes utilisent les carbonates,
phosphates, silicates pour constituer leurs tests ou leurs os et
ce sont leurs restes qui constituent les roches sédimentaires.
La ghassoulite
les roches carbonatées (carbonates de calcium et
magnésium)
Les plantes accumulent des matériaux carbonés par
photosynthèse et sont directement à l'origine du charbon.
Le calcaire, la dolomie
D'autres types de sédiments carbonés comme le pétrole sont
générés par des bactéries;
Chapitre III - Page 231
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les roches phosphatées (phosphates de calcium)
Les phosphates
les roches carbonées (carbone et hydrocarbures)
Le pétrole et le charbon
les roches salines (chlorures, sulfates de Ca, Na, K)
Les évaporites
les roches ferrifères (oxydes, hydroxydes de fer)
Les bauxites
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