cours cbg sn1 strm 2014

1
REPUBLIQUE DE COTE D’IVOIRE
Union – Discipline – Travail
Ministère de l’Enseignement Supérieur et de
la Recherche Scientifique
UFR des Sciences de la Terre et des
Ressources Minières
Université Felix Houphouët Boigny de
Cocody
Département des Sciences et
Techniques de l’Eau et du Génie de
l’Environnement
GEODYNAMIQUE EXTERNE
LICENCE I
Prof. SORO N.
Année Scolaire 2013-2014
2
AVANT-PROPOS
Ce cours est destiné aux étudiants de première année
de Chimie-Biologie-Géologie (CBG) et des Sciences de
la Nature (SN). Les étudiants des Grandes Ecoles et
Instituts y trouveront des notions de base dans la
compréhension de certains phénomènes géologiques
se déroulant à la surface de
la terre et qui
concourent à la formation des paysages.
Le cours est abondamment illustré et rendu le plus
concis possible, ce qui en facilite sa compréhension. Il
est axé essentiellement sur la description des
différents processus de façonnement des paysages
tels que : l’altération, l’érosion, le transport et le
dépôt des sédiments.
Toutes les notions de la Géodynamique externe n’ont
pas été abordées et c’est pourquoi ce cours connaîtra
des révisions au fil des années mais tout en se
conformant à l’’esprit du programme officiel prévu
pour les étudiants inscrits en première année des
Sciences chimiques et naturelles.
Nous tenons à préciser que ce fascicule est un abrégé
du cours donc un support de travail, son acquisition
ne dispense nullement l’étudiant de suivre les cours
magistraux.
3
INTRODUCTION
Au sens large, la géologie comprend toutes les sciences de la terre. Dans un sens
restreint, c’est l’étude de la terre elle-même sans son enveloppe gazeuse.
La géologie est une science descriptive et explicative basée sur l’observation des
phénomènes actuels et passés conformes aux données expérimentales et aux lois
des sciences exactes (figure 1).
La géologie est l’une des sciences les plus diversifiées dont les principales
branches ne reflètent que partiellement les différentes interfaces qui existent
entre elles.
PRINCIPALES BRANCHES DE LA GÉOLOGIE :
 GÉOLOGIE HISTORIQUE basée sur la stratigraphie (succession des
couches)
 GÉOLOGIE STRUCTURALE décrit les structures actuelles de la terre
 PÉTROGRAPHIE étudie l’aspect descriptif des roches
 PALÉONTOLOGIE étudie les fossiles, restes et empreintes des plantes
et des animaux
 GÉOLOGIE APPLIQUÉE comprend :
 Géotechnique : (tunnel, barrage, etc.) mécanique des sols et des
roches ;
 Métallogénie : gîtes minéraux et leurs formations ;
 Hydrogéologie : eaux souterraines, eaux de sources, puits, etc. ;
 Pédologie : étude du sol et ses applications (agriculture, etc.) ;
 Géologie du pétrole : gaz, huile, cire fossile, migration,
exploitation ;
 Géologie du charbon : gisement, formation, exploitation.
L’étude des formes du relief et des paysages actuels de la terre (modelé)
constitue l’objet de la GEOMORPHOLOGIE dont l’un des aspects est la
GEODYNAMIQUE (figure 2).
La GEODYNAMIQUE a pour but d’établir les corrélations entre les données
fournies par la géologie classique, la tectonique, la géophysique, la géochimie et
la physique expérimentale.
Le modelé actuel de la terre est dû :
- d’une part, à des phénomènes géologiques d’origine interne (volcans, venues
magmatiques, tectonique, séisme, etc.) qui intéressent la Géodynamique
interne ;
- et d’autre part, à des phénomènes superficiels qui ont lieu à la surface du
globe et désignés sous le terme de Géodynamique externe.
4
Figure 1
5
Figure 2. Cycle de la géomorphologie
6
La géodynamique externe étudie donc les phénomènes se déroulant à la surface
de la terre et qui sont à l’origine de la formation des paysages. Ces phénomènes
se divisent en trois groupes :
 phénomènes atmosphériques (vent, tempête, cyclone, ouragan, typhon,
etc.) ;
 phénomènes hydrosphériques (mouvements de la mer : marée,
transgression, régression, Tsunamis, activités du cycle de l’eau ;
inondations ; phénomènes glaciaires ; eustasie, etc.) ;
 phénomènes lithosphériques (altération, érosion, transport, dépôt des
sédiments,
diagenèse).
Tous
ces
processus
ci-mentionnés
sont
conditionnés par l’orographie, la climatologie, l’océanographie, la
végétation, l’hydrologie et l’influence des êtres vivants.
7
PARTIE
I.
FAÇONNEMENT
PAYSAGES ET EVOLUTION
FORMES DU RELIEF
DES
DES
I. AGENTS DE FAÇONNEMENT DES PAYSAGES
I-1. Agents atmosphériques
- Température
Les facteurs thermiques dépendent du climat.
Les climats tropicaux humides sont par exemple beaucoup plus agressifs que les
climats froids pour l’altération chimique.
En pays froids et en pays tempérés les variations de température agissent
indirectement en provoquant le gel de l’eau contenue dans les fissures ; il en
résulte lors du dégel, des ruptures et la désolidarisation des fragments de la
roche. C’est le phénomène de gélifraction ou cryoclastie.
En climat désertique les écarts de température entre le jour et la nuit peuvent
atteindre parfois 70°C. De tels écarts de températures provoquent la dilatation et
la contraction des roches et engendrent leur éclatement.
- Vent
Le vent est à la fois un agent d’érosion, de transport, de dépôt et de
sédimentation.
Le vent chargé de sable (essentiellement des grains de quartz) exerce une action
d’usure et de polissage, creuse des alvéoles dans les roches dures et des sillons
(ripple-marks) dans le sable. La capacité de transport du vent reste toutefois très
faible.
- Climat
L’alternance gel et dégel des climats froids est un facteur essentiel de la
désagrégation des roches. Les climats froids et tempérés sont plus agressifs pour
les roches calcaires. En climat chaud et sec, les roches s’écaillent.
8
- Eaux de ruissellement
Les eaux de ruissellement (ou eaux courantes), interviennent dans le cycle de
l’érosion au sens large, c’est-à-dire : destruction, usure des roches et transport
d’éléments.
- Eaux souterraines
Elles regroupent les eaux météoriques d’infiltration (pluie, grêle, brouillard,
rosée, neige) qui ne s’évaporent pas et ne ruissellent pas, les eaux fossiles
emprisonnées dans les sédiments et les eaux juvéniles (eaux d’éruption
volcanique et eaux d’origine magmatique).
La circulation des eaux souterraines va dépendre de la porosité et de la
perméabilité des roches, mais aussi de la nature de l’eau (eau de rétention, eau
capillaire et eau de gravité).
- Glaciers
Un glacier est une grande masse de glace naturellement permanente à l’échelle
humaine.
Une propriété remarquable des glaciers est le fait qu’ils s’écoulent comme des
fluides. Il en résulte que les lois d’écoulement des glaciers sont identiques à
celles des liquides.
I-2.
Agents biologiques
Les racines des végétaux et les matières organiques putréfiées secrètent des
acides qui sont des agents de destruction très actifs.
Les plantes supérieures ont une action mécanique destructrice par leurs racines.
Les plantes inférieures, par contre, ont un rôle de destruction chimique de même
type que les acides secrétés par la matière organique en putréfaction.
En revanche, le couvert végétal joue un rôle protecteur contre l’érosion.
L’homme et les microorganismes ont également une action non négligeable dans
le processus de désagrégation des roches.
9
II- PROCESSUS DE FAÇONNEMENT DES PAYSAGES
Les formes du relief que nous observons à la surface de la terre sont la résultante
de deux forces antagoniste : l’orogenèse et la gravité.
L’orogenèse plisse les roches et les soulève sous l’action des forces internes.
La gravité tend à éliminer les reliefs en usant les montagnes et remplissant les
bassins de sédiments.
Les actions de l’orogenèse et la gravité agissent simultanément. L’ensemble de
ces actions qui concourent à la destruction des reliefs constitue la glyptogenèse.
La fragmentation des roches se fait sous l’action de facteurs physiques
(désagrégation) et chimiques (altération).
La figure 3 montre les facteurs intervenant dans l’évolution d’une roche.
II-1. Altération
-Définition
L’altération désigne l’ensemble des processus physique, chimique et
biologique qui conduisent les roches saines à leurs produits de
décomposition.
L’altération ne s’accompagne pas nécessairement de transport ou de
déplacement de matériel ainsi altéré. C’est pourquoi on parle d’altération sur
place (en anglais : weathering) par opposition à l’érosion qui transporte. Cette
altération sur place est désignée par le terme de météorisation.
L’altération sur place peut se présenter de trois façons : elle peut être
mécanique ; elle peut se faire par dissolution dans l’eau ; enfin elle peut être
chimique.
10
Figure 3. Facteurs intervenant dans le cycle d’évolution d’une roche
11
a- Altération physique (ou désagrégation physique) des roches
La désagrégation physique (mécanique) des roches est particulièrement
importante sous les climats désertiques où les variations de température peuvent
dépasser 50 °C entre le jour et la nuit. Elle est également grande sous les climats
humides dont la température varie autour de 0 °C (action du gel et du dégel).
Les variations répétées de température (40-50°C d'amplitude journalière dans le
Sahara) ont à peu près le même effet que le gel: les différences de dilatation
thermique entre les minéraux d'une roche provoquent l'apparition de fractures;
La décompression survient lorsque des roches ayant subit un enfouissement sont
libérées de la pression lithostatique par érosion des formations surincombantes.
Des joints de décompression, pratiquement parallèles à la surface du sol se
développent progressivement.
- Effets des variations journalières de température
Les variations de température entre le jour et la nuit sont d’autant plus fortes que
l’atmosphère est plus pauvre en vapeur d’eau. Ces variations, nulles sous
l’équateur, augmentent du Sud vers le Nord et atteignent un maximum sous les
tropiques. Elles décroissent ensuite vers les régions tempérés et les pôles.
Une insolation intense succédant au froid nocturne provoque une dilation de la
surface de la roche. La zone superficielle finit par se détacher. On dit que la
roche se pèle.
A la tombée de la nuit, il se produit la contraction de la surface de la roche qui
entraîne une compression de l’intérieur provoquant son éclatement.
Si la roche est très hétérogène les variations brusques de température font naître
des tensions qui finissent par la dilacérer et conduisent à la formation de sable
appelé arène (figure 4).
12
Fig.4 Phénomène d’arénisation d’un massif de granite (in Yacé)
13
- Effets des variations annuelles de température
Les variations annuelles de température croissent avec les latitudes. Elles sont
maximum au sol et s’atténuent avec la profondeur pour disparaître à 20 ou 30
mètres où règne toute l’année une température constante égale à la température
moyenne du lieu.
Au-delà, elle augmente de 1° par 30 m (gradient géothermique). Cette partie
superficielle de 20 à 30 m est soumise à une alternance de dilatations et
contractions qui entraînent une microfissuration de la roche. Cette
microfissuration et les vides qui se développent ainsi dans les roches permettent
à l’eau de s’infiltrer et de déclencher les phénomènes d’altération.
- Effets du gel
Les alternances de gel-dégel, en climat suffisamment humide, fragmentent les
roches (cryoclastie). L'eau en gelant augmente son volume de 9-10% et agit
comme un coin, élargissant progressivement les fractures (figure 5).
Cas des roches gélives. Les roches qui ont beaucoup de pores ou de micro
fissures sont dites gélives ; il s’agit des grès mal cimentés, des molasses, la
craie, etc. L’eau qui gèle dans les pores sépare les grains les uns par rapport aux
autres.
Cas des roches compactes et fissurées. L’eau qui gèle dans les fissures
provoque une fracturation de la roche, qui peut aller jusqu’à un véritable
concassage.
En montagne, les blocs libérés par la fusion de la glace dégringolent les parois,
s’engouffrent dans les couloirs aux pieds desquels ils s’accumulent donnant des
cônes d’éboulis.
Cas des roches compactes non fissurées. Le gel est en principe sans effet sur
ces roches. En fait, ce cas est rare, car les variations brusques de température
dues à un changement de temps, un blizzard, une pluie froide, etc., amorcent une
fissuration et on se trouve ramené au cas précédent.
14
.
Altération physique.
A: cryoclastie d'un basalte (roche macrogélive), Islande;
B: cryoclastie d'un schiste (roche microgélive), Belgique;
C: joints de décompression dans un massif granitique, Ploumanach;
D: glace chargée de sable et de graviers, Pyrénées.
Figure 5. Effets de la température et du gel sur les roches
15
- Effets de chocs
* la fragmentation peut résulter de chocs (conséquence d’éboulement à la
suite du gel, par exemple) ;
* les grains de sables projetés par le vent peuvent arracher des particules.
- Géométrie du fractionnement des roches
 le fractionnement granulaire (figure 6a) ;
 l’exfoliation : il s’agit du décollement des enveloppes extérieures d’une
roche suivant des plans de moindre résistance. Leur formation est la
conséquence des augmentations de pressions liées à l’augmentation de
volume due à la transformation des feldspaths en argile (figure 6b) ;
 la séparation en blocs grâce à l’écartement des joints préexistants (figure
6c) ;
 l’éclatement en fragments anguleux (figure 6d).
Cette forme d’altération se rencontre :
- à l’échelle du bloc (exemple d’altération en boules de granite) (figure 7)
- à l’échelle de la montagne (Pain de sucre - Rio de Janeiro) (figure 8).
Le résultat de l’exfoliation peut se traduire par un écaillement de la roche
(figure 9).
16
Fig.6- Géométrie du fractionnement des roches
17
Fig.7- Altération en boules de granite. Village de Béhiri
/p Lakota (Photo N. Soro)
Fig. 8- Pain de sucre de Rio de Janeiro-Brésil
(culmine à 396 mètres - image Wikimédia)
18
Figure 9. Ecaillement de roche
19
b) Altération biologique
Elle se présente sous deux formes :
- l'altération provoquée par l'action chimique des composés produits par
des organismes (plantes, microbes,...). C’est un processus très important qui
va mettre en jeu l'oxydation de la matière organique (par la fermentation
ou la respiration), produisant de l'eau et du CO2. Lequel CO2 est impliqué
dans des réactions de mise en solution:
 C6H12O6+ 6 O2 → 6 CO2+ 6 H2O
La combinaison du CO2 et de l'eau donne naissance à l'acide carbonique
(H2CO3), qui peut solubiliser la calcite (ou un autre carbonate) selon la
réaction :
 H2CO3+ CaCO3 → Ca++ + 2 HCO3L'action des microorganismes ne se limite pas à la production de CO2. Ainsi
les minéraux des roches, dès leur arrivée en subsurface, sont soumis à
l’action métabolique de ces organismes. Des colonies microbiennes croissent
à la surface des roches, s'infiltrent dans les fractures à la recherche d'éléments
essentiels à la vie.
L'altération microbienne se manifeste surtout sous la forme d'une dissolution
des minéraux par des acides organiques dont le plus fréquent est l'acide
oxalique. L'attaque des minéraux par ces acides libère des cations
métalliques qui, combinés aux anions organiques, donneront naissance à
des complexes organo-métalliques
-
l’altération purement mécanique de plantes ou d'animaux.
La dilatation progressive des racines entraîne la fracturation des roches.
L’homme également prend une part active dans le processus de
désagrégation des roches.
20
c) Altération chimique
L’altération chimique se fait en général soit sur les parois rocheuses, soit le plus
souvent sur les fragments de roches désagrégées par l’intermédiaire de l’eau à
l’état pur ou sous l’action d’une acidification (acides organiques provenant de la
décomposition des végétaux).
La plupart des réactions impliquées dans l'altération chimique nécessitent la
présence d'eau et d'air
c-1. Agents de l’altération
L’eau, qui s’infiltre dans le sol contient des gaz et des acides dissous (l’oxygène,
le gaz carbonique et les acides azotiques ou humiques provenant de la litière
végétale en voie de décomposition).
Le comportement chimique des roches vis-à-vis de l'atmosphère et de
l'hydrosphère est conditionné par les espèces chimiques présentes :

N2 (80% de l'atmosphère) => inerte, ne participe guère aux réactions ;


O2 (20% de l'atmosphère) => oxydation ;


CO2 (0,0003% = 300ppm volume) => ± inerte comme gaz, mais très
corrosif dans l'eau => formation d’un acide ″faible″: HCO3- + H+ ;



H2O (traces dans l'atmosphère) ... elle détermine tout !
Soufre, Hydrogène, etc.
Les roches (silicates et carbonates) sont toutes exposées à ces molécules.
L'altération chimique est très largement déterminée par la teneur en H2O. C’est
pourquoi il serait utile de faire un rappel de la structure de l’eau (figure 10).
21
Rappel : la molécule d’eau
Structure de la molécule d'eau
Figure 10: Structure et arrangement des molécules d'eau.
22
Une des caractéristiques les plus importantes de la surface de la Terre est
l'abondance de l'eau sous forme liquide, solide ou gazeuse.
La molécule d'eau se présente comme un dipôle (positif du côté des deux
Hydrogènes, négatif du coté de l'Oxygène) ; cette propriété est due à la liaison
covalente asymétrique qui unit les atomes d'hydrogène à l'oxygène.
Les deux atomes d'hydrogène sont placés d'un seul coté et engendrent une faible
charge.
La nature polaire de la molécule d'eau permet l'établissement de liaisons
hydrogènes entre les molécules qui se disposent en groupes tétraédriques.
Les propriétés particulières de l'eau sont largement dominées par ce dipôle.
La structure de la molécule d’eau révèle des lacunes. Suivant la taille de ces
lacunes et la taille des ions (en contact avec l’eau), il y a rétention ou non de ces
ions dans la structure de l’eau aboutissant au phénomène d’hydrolyse.
L’hydrolyse conduit en définitive à la formation d’un nouveau milieu de genèse
des minéraux régi par le potentiel d’oxydo-réduction (Eh) et le potentiel
d’hydrogène (pH). L’hydrolyse des cations varie donc en fonction du pH des
eaux et de la température du milieu.
Lorsque le minéral est brisé par hydrolyse, les cations libérés des silicates,
deviennent des accepteurs d’électrons et attirent ainsi les dipôles d’eau dont la
force d’attraction à l’égard d’un ion va déterminer sa solubilité.
Cette attraction des cations est proportionnelle au rapport Z/ri (rapport entre la
charge et le rayon ionique) appelé potentiel ionique.
En fonction du potentiel ionique GOLDSCHMIDT divise les cations en 4 quatre
catégories (figure 11)

1) "antistokes" (Rb, Cs, .. )
trop grands, trop faiblement chargés, ces cations n'arrivent pas à capter
l'attention des H2O ...

2) solubles (Na, K, Mg, Ca, Sr, Pb, Ba ...)
le rapport charge/taille est juste parfait pour une complexation d'un cation qui
s'entoure de quelques molécules d'H2O, qui lui tournent tous leur coté négatif
(oxygène)
23

3) précipitants - hydrolysats (Fe, Ti, Mn, Al, Be, ...)
o petits et fortement chargés, ces cations arrachent un H à l'eau, ils se
lient définitivement avec un OH- résultant et d'autres anions
(souvent un O2-) pour former des hydroxydes très peu solubles
(hydroxydes de fer, d'Aluminium => Bauxites, Latérites ...)
o

4) oxyanions solubles (PO4-, SO42-, SiO44-,CO32-, NO3-)
o très petits, très chargés, très agressifs, ces cations arrachent les deux
"bras" à plusieurs molécules d'eau
o
ils se lient (liaisons covalentes) durablement avec deux, trois ou
quatre oxygènes
o
ces oxyanions sont eux-mêmes assez solubles dans l'eau (ils sont à
leur tour complexés comme les cations solubles ...)

=> le tout est fortement dépendant du pH de la solution
o <=> rétroactions importantes avec ces réactions !
La valeur de Z/ri permet donc d'expliquer le lessivage des cations solubles
et des oxyanions, l'immobilité relative des hydrolysats comme l'Al (OH)3
(gibbsite).
24
Fig.11- Diagramme de Goldschmidt
25
c-2. Principales réactions chimiques de l’altération
Les principales réactions chimiques qui sont à la base de la mise en solution des
cations majeurs et de la formation des argiles sous nos climats sont :
l’hydratation, l’hydrolyse, la dissolution et l’oxydation, décarbonation.
- Hydratation/déshydratation
C’est le processus par lequel un minéral absorbe l’eau pour se gonfler ou pour
former un autre composé. De façon concrète, on a : minéral + eau = nouveau
minéral hydraté ; la déshydratation est le processus inverse.
Exemples :
 la biotite (mica noir) absorbe l’eau entre ses feuillets pour donner la
chlorite.
 L’hydratation de l’anhydrite donne du gypse :
CaSO
4
 2H 2 O  CaSO
anhydrite + eau
4
,2H 2 O
gypse
 L’hydratation de l’hématite donne la limonite :
Fe2O3 + 3H2O →2Fe(OH)3
 L’hydratation de la kaolinite produit la gibbsite
- Hydrolyse
L’hydrolyse (action des ions H3O+ et OH-) est le phénomène le plus important
dans l’altération des roches au cours duquel il y a, d’une part, destruction totale
du minéral et d’autre part libération et mise en circulation des principaux
ions. C’est par ce phénomène que les eaux acquièrent leur composition
chimique. En général le phénomène d’hydrolyse se déroule en deux étapes :
hydratation et dissociation (ou ionisation) de l’eau.
- l’hydratation au cours de laquelle les dipôles de l’eau se fixent sur
l’oxygène de la structure du minéral ;
- dans le minéral, l’eau se dissocie en hydroxyle (OH-) et en protons
(H+) ; à l’intérieur du minéral, ces protons et ces hydroxyles chassent les
cations polyvalents comme Ca2+, Fe3+, Mg2+, etc.
L’hydrolyse comprend toutes les réactions de l’eau avec les minéraux des
roches. Presque tous les silicates sont soumis à l'hydrolyse. C’est par ce
processus que la plupart des ions majeurs dans le sol (Ca2+, Mg2+, Na+, K+,
HCO3-, Cl-, SO42-) ainsi que les ions accessoires (Al3+, Fe3+, Mn2+, SiO2, H4SiO4
(acide orthosilicique)) sont libérés.
Les réactions d’hydrolyse les plus importantes sont celles qui suscitent la
transformation des feldspaths en argiles.
26
L'hydrolyse est totale lorsque le minéral est détruit en plus petits composés
possibles (hydroxydes, ions). Cas d'un feldspath sodique, l'albite:
NaAlSi3O8 + 8H2O -------> Al(OH)3 + 3H4SiO4 + Na+ OH Albite + eau --------> gibbsite + acide silicique + ions précipités
+solution de lessivage Al(OH)3 ou Al2O3, 3H2O
Les corps résultants peuvent ensuite réagir entre eux et donner des minéraux
argileux (néoformation).
L'hydrolyse est partielle lorsque la dégradation est incomplète et donne
directement des composés silicatés (argiles). Ces composés diffèrent selon les
conditions de milieu. L'hydrolyse partielle de l'albite donne soit de la
kaolinite, soit des smectites.
(1) Formation de kaolinite:
2Na Al Si3O8 + 11H2O ------> Si2O5Al 2 (OH) 4 + 4H4SiO4 + 2( Na+, OH -)
albite + eau ----------------------> kaolinite + ac.silicique + ions
(2) Formation de smectite
2,3Na Al Si3 O8 + H2O ------> Si 3,7Al0,3 O10 Al2 (OH)2 Na0,3 +3,2H 4SiO 4 + 2(
Na+, OH- )
albite + eau ----------------> smectite + ac.orthosilicique + ions
Cette 2ème réaction reste assez théorique car d'autres ions y participent, en
particulier le Fer (Fe 3+).
Facteurs externes contrôlant l'hydrolyse
Ce sont les facteurs physico-chimiques qui participent notamment à la définition
du climat:
* la concentration en SiO2 exprimée en concentration d'acide silicique
H4SiO4 ;
* la concentration en cations basiques (Na+, Ca++, K+) ;
* le pH déterminé en particulier par les acides organiques,
* la température dont l'augmentation régit la vitesse des réactions et la
possibilité de dissolution des ions dans l'eau ;
* la vitesse de circulation de l'eau dans le milieu (drainage) exprimae les
conditions de confinement ou de lessivage.
27
- Dissolution
On appelle dissolution, le phénomène par lequel un produit se dissout
rapidement dans l’eau et disparaît (exemple : sucre, sel et de nombreux
produits chimiques). L’eau est un solvant universel en raison de sa propriété à
dissoudre d’autres substances.
La dissolution est la réaction la plus simple, faisant intervenir de l'eau ou un
acide. Par exemple :

la solubilité du quartz est très faible (6 ppm dans les eaux de surface).
La réaction de mise en solution est la suivante: SiO2 + 2 H2O  H4SiO4

la calcite (CaCO3), par contre est beaucoup plus soluble, parce que l'eau
de pluie se charge en CO2 et agit comme un acide faible lors de sa mise en
contact avec la calcite (environ 2000 ppm) (figure 12).
La réaction est la suivante: CaCO3 + H2O + CO2  Ca+++ 2 HCO3(bicarbonate en solution).

la halite et les autres halogénures sont très solubles (solubilités de l'ordre
du millier de ppm).
Tous les minéraux de la croûte terrestre sont solubles dans l’eau, mais les taux
de solubilité sont extrêmement variables d’un corps à l’autre.
La solubilité des minéraux est fortement dépendante de (figures 13 et 14 ;
tableau 1) :

teneur en gaz carbonique (CO2).

Température

pH

Eh

Ions présents dans la solution
28
Figure 12 : Formes de dissolution par les eaux courantes et de ruissellement.
(A):vue générale de la paroi calcaire surplombant la rivière Fitzroy
(Australie); la partie inférieure (blanche) est régulièrement inondée par les
crues de la rivière, alors que la partie supérieure est toujours exondée.
Des formes de dissolution différentes en résultent: lapiez (B) verticaux dans la
partie supérieure de la paroi ;
cupules (C) dans la partie inférieure.
29
Figure 13 : Propriétés Eh/pH des principaux environnements naturels
Figure 14 : Solubilité des carbonates dans l’eau
30
Tableau 1. Solubilité des minéraux en fonction de la température et du pH
solubilité (ppm)
Minéral
eau douce, 20°C
eau de mer, pH =
8.2
5 à pH = 1 à 8
Quartz SiO2
30 à pH=11
105 à pH = 1à 8
Opal SiO2 (mal cristallisé..)
4.5
490 à pH=11
calcite Ca(CO3)
40 - 85
66
21
50
sidérite Fe(CO3)2
10-25
-
gypse CaSO4*2(H2O)
2400
6000
dolomite CaMg(CO3)2
anhydrite CaSO4
2000
épsomite MgSO4*2(H2O)
262 gr/l
halite NaCl (sel gemme)
264 gr/l
source : Sciences de la Terre et de l'Univers, Brahic et al. 1999, Vuibert, Paris - ... je
crois ...
31
- Oxydation-réduction
Les eaux d’infiltration entraînent de l’oxygène dans le sous-sol où il va oxyder
les sulfures métalliques et les silicates et, par l’intermédiaire des bactéries, la
matière végétale.
Le processus d'oxydation le plus connu est la transformation de Fe2+ en Fe3+.
Le Mn se comporte de la même manière que le fer, avec la pyrolusite (MnO2)
et la manganite (Mn2O3.H2O) comme principaux produits d'oxydation.


(Fe2+)2SiO4+ 1/2 O2+ 5 H2O  2 Fe3+(OH)3 + H4SiO4
4 FeS2+ 15 O2 + 8 H2O  2 Fe2O3+ 8 H2SO4
Pyrite
Hematite
Les belles couleurs ocres-jaunes-rouges des roches altérées, sont
essentiellement dues aux proportions (même très faibles) d'oxydes et
hydroxydes de fer : goethite, lépidocrocite, limonite, pour ne mentionner que
les plus abondants.
A l’intérieur des minéraux ferromagnésiens (olivine, pyroxène, amphibole,
biotite) et des sulfures de fer (pyrite, pyrrhotite) où le Fe2+ est transformé en
Fe3+, l’oxydation entraîne la dissociation des cristaux.
Exemples :
 formation de l’hématite à partir de l’olivine et de l’acide sulfurique à
partir de la pyrite.
3 MgFeSiO
4
 2 H 2 O  H 4 Mg 3 Si 2 O 9  SiO 2  3 FeO
Olivine
eau
serpentine
4 FeO  O 2  2 Fe 2 O 3
Hématite
 formation de l’acide sulfurique à partir de la pyrite
2 FeS 2  2 H 2 O  7 O 2  2 FeSO 4  2 H 2 SO 4
Pyrite
acide sulfurique
- Décarbonation
Elle produit la solubilisation des calcaires et des dolomies généralement sous
l'action du CO2 dissous dans l'eau:
CaCO3
+
CO2
+
H2O
------->
Ca(CO3H)2
soluble
32
c-3. Paramètres contrôlant l’altération chimique
Le climat est le facteur le plus important dans le contrôle de l'altération
chimique. Ainsi une température élevée va favoriser les réactions chimiques
entrant dans l’altération. 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. En
climat froid l'eau, à l'état de neige ou de glace, favorise plutôt l'altération
physique (figure 15).
Le relief, tout en agissant sur la pente des réseaux fluviatiles et la rapidité des
courants, contrôle l'intensité de l'évacuation des ions.
Par exemple 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).
L'acidité-alcalinité et le degré d'oxydo-réduction des eaux sont également des
paramètres importants contrôlant l'altération chimique (cf. fig. 13).
On constate que l'eau pluviale et les sols sont légèrement acides. Ce sont donc
deux environnements où dissolution et hydrolyse vont jouer un rôle dominant.
Par contre, le pH de l'eau de mer est de l'ordre de 8: peu de réactions
d'hydrolyse ont donc lieu en milieu sous-marin.
La plupart des environnements en contact avec l'atmosphère sont oxydants.
Les conditions réductrices ne sont observées que dans des milieux isolés de
l'atmosphère (bassins stratifiés, nappes profondes,...) ou des milieux dont tout
l'oxygène est consommé (par exemple suite à l'oxydation de la matière
organique).
33
Figure 15: Influence du climat sur le profil d'altération.
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.
34
c-4. Rôle du climat dans l’altération des roches
Le climat joue un rôle très important dans la destruction des minéraux primaires
et la composition du complexe d’altération (tableau 2 et figure 16) :
-
les sols de climat froid ou chaud et sec (Cas des déserts et des régions
polaires). L’altération y est nulle ou presque ;
-
les sols de climat tempéré et humide. L’hydrolyse se fait sentir mais
n’est pas très efficace car la température moyenne (8-13°C), la
pluviométrie (500 à 1000 mm/an) et le contraste saisonnier ne sont pas
assez élevés : on obtient des argiles de décarbonation ;
les sols de climat méditerranéen ou nord tropical. L’hydrolyse est
favorisée par de plus hautes températures (13-20°C), par des saisons plus
contrastées et une pluviométrie plus importante (supérieure à 1000 mm):
• la saison humide favorise l’hydrolyse et l’oxydation du fer
• la saison sèche favorise la destruction de la matière organique.
Les sols sont dits fersialitiques car c’est l’illite qui subsiste
-
- les sols des climats de la zone intertropicale. L’hydrolyse est ici très
performante grâce à de fortes pluies et une haute température moyenne (2030°C). Les quartz sont alors partiellement dissous. Seuls restent Fe et Al sous la
forme de goethite, hématite, gibbsite et kaolinite. Ce sont des sols rouges
auxquels sont associés des cuirassements ferreux : les latérites ;
- les sols de climat équatorial. Il tombe 6 à 8 mètres d’eau par an et la saison
sèche est très courte. Cela favorise un lessivage intense. Ces sols sont dominés
par la kaolinite. Selon la roche mère, on distingue :
 sur les roches basiques (basaltes, gabbros) riches en magnésium, on a les
argiles rouges équatoriales;
 sur les roches acides (granites…), on obtient les argiles jaunes
équatoriales.
35
Tableau 2. Type d’altération à partir de l’orthose
Figure 16 : Altération des roches (Pédro, 1972)
36
c-5. Degré d’altérabilité des minéraux
 Résistance d’un minéral à l’altération
 le degré d’altérabilité des minéraux des roches magmatiques est croissante
du quartz à l’olivine. Par contre;
 le degré de cristallisation (formation) des minéraux croît de l’olivine au
quartz.
Le tableau 2 et la figure 17 montrent que le quartz est plus résistant que les
feldspaths potassiques qui eux sont plus résistants que les plagioclases.
Tableau 2: Principaux produits de la décomposition des minéraux des roches
magmatiques
Minéral
SiO2
Quartz
Feldspaths
Orthose
Principaux produits de décomposition
Minéral
autre
Composition
quartz en
grains
silice en solution
-silice en solution
carbonate de K (soluble)
K(AlSi3O8)
argile
Albite (plag.sod .)
Anorthite (plag.
Calc)
Minéraux
Ferro-magnésiens
Biotite
Augite
Hornblende
Olvine
Na(AlSi3O8)
Ca(Al2Si2O8)
Silicates de
Fe,Mg
Ca et Al
(Fe, Mg)2 SiO4
argile
quartz (très
argile
calcite
limonite
hématite
quartz ( très
limonite
hématite
quartz ( très
finement divisé)
-silice en solution
carbonate de Na et Ca (soluble)
-silice en solution
carbonate de Ca et Mg (soluble)
Finement divisé)
-silice en solution
carbonate de Fe et Mg (soluble)
finement divisé)
 La séquence d’altérabilité des minéraux est à comparer à la série de
Bowen qui est la série de cristallisation des roches ignées. L'ordre de
résistance des minéraux à l'altération s’établit comme suit :
37
Labile olivine ...................................................................plagioclases Ca
augite .............................................plagioclases Ca-Na
hornblende ................plagioclases Na-Ca
biotite .........plagioclases Na
feldspaths K
muscovite
Résistant .........................................quartz
Fig.17- Ordre de résistance des minéraux à l’altération selon GOLDICH (1938)
38
On remarque que cet ordre évoque les suites de BOWEN: ce n'est pas un hasard.
Dans un magma, l'olivine cristallise à haute température, elle est donc
particulièrement instable dans les conditions de surface; elle est la plus labile. Le
quartz, en revanche est formé à une température moins élevée, il est plus stable.
 Mobilité des ions
La mobilité d’un ion dépend de son rayon et de sa charge ionique.
 la taille des ions va déterminer leur arrangement cristallin;
 la charge Z d’un ion est 1+, 2+, 3+, … ;
 le potentiel ionique détermine le comportement des ions.
c-6. -Altération chimique des roches magmatiques
L’altération de ces roches est fonction de leur minéralogie et de leur structure.
- altération du quartz
C’est un minéral relativement résistant. En effet, les grains de quartz provenant
de l’altération de granite sont semblables à ceux contenus dans le granite sain.
-altération des feldspaths
Ils ne s’altèrent pas avec la même facilité :
- les feldspaths potassiques, résistent beaucoup ;
- les plagioclases très sodiques résistent moyennement ;
- les plagioclases très calciques s’altèrent au contraire facilement.
En définitive, l’altération des feldspaths consiste en une hydrolyse. La
température, le lessivage, un pH faible favorisent cette hydrolyse.
2 K(Si 3O 8 )  H 2 CO 3  H 2 O  Al 2 Si 2 O 5(OH) 4  K 2 CO 3  4 SiO
Orthose
kaolinite
2
silice
L’altération des feldspaths peut aussi donner de la séricite et de l’illite. Les
argiles se répartissent en trois groupes principaux : kaolinite, montmorillonite et
illite.
- Altération des minéraux ferromagnésiens
Leur altération a pour résultat la formation d’argile, de certains composés
contenant du fer et du magnésium, la libération de quartz et de sels solubles.
39
c-7. Altération chimique des roches sédimentaires
Dans les roches sédimentaires, l’eau agit par hydratation et dissolution
aboutissant à une perte de cohésion de la roche.
Les roches les plus concernées sont la gypsite et la halite (NaCl).
La dissolution des formations gypsitiques entraîne des effondrements en
entonnoirs.
c-8. Profondeur et vitesse d’altération
Il est difficile de déterminer avec précision la profondeur à partir de laquelle la
vitesse d’altération est nulle. De nombreux facteurs interviennent ce sont : la
nature et l’état de fissuration du matériel, les dimensions de la surface exposée,
l’orientation de cette surface, le climat, etc.
II-2. Pédogenèse
La science des sols constitue la pédologie (cf. cours de pédologie) qui fera
l’objet d’un cours plus détaillé. Nous nous bornerons ici à donner quelques
notions en relation avec la géodynamique externe.
II-2-1. Résultats de l’altération des roches : la formation des sols
-Profil d’un sol
Classiquement un sol possède trois niveaux (Figure 18) :
- un horizon A, zone de lessivage ou simplement horizon humifère de
surface ;
- un horizon B, zone d’accumulation ou simplement horizon d’altération
chimique ;
- un horizon C dans lequel la roche mère est partiellement décomposée
(altération physique).
L'altération d'une grano-diorite à été étudiée aux Etats Unis (Boulder, Colorado)
sur une épaisseur de 30 m. Les résultats sont portés sur la figure. La roche est
d'abord décolorée puis colorée en rouge à la surface. Le quartz et, en une
moindre mesure, le microcline sont stables. Les plagioclases, la biotite et
l'amphibole sont détruits. De nouveaux minéraux apparaissent comme les
minéraux argileux et les oxydes de fer. L'analyse chimique montre un
enrichissement en Al2O3, Fe2O3 et K2O, un appauvrissement en Si O2, FeO, Ca
O et Na2O.
40
Profil d'altération sur une roche silicatée.
Fig.18 : Terminologie et processus dans un profil de sol (Selley, 1976)
41
II-2-2. Evolution des sols
La roche est rarement dénudée c’est-à-dire soumise directement à des agents
externes (pluie, vent, etc.). Le plus souvent les phénomènes d’altération
aboutissent à la formation d’un sol plus ou moins évolué suivant l’intensité et la
durée de l’altération qu’il a subies (Fig. 19 et 20) (Tableau 3).
Les sols peuvent être résiduels (formés sur place au détriment d’une roche dite
roche-mère) ou transportés (constitués d’éléments déplacés suite à l’érosion
également d’une roche-mère) (Fig. 21).
Les sols résiduels ou éluviaux ne sont pas stratifiés. Dans les régions arides ils
sont fertiles ; tandis que dans les régions humides ils ont perdu leur fertilité du
fait qu’ils ont été fortement lessivés.
Les sols transportés comprennent les sols d’éboulis et de coulées, les sols
alluviaux, les sols glaciaires, les sols lacustres et les sols éoliens.
II-2-3. Principaux types de sols
On distingue (Figure 22) :
- Sols peu évolués : sols désertiques (aridisols), sols gelés (cryosols), sols
alluviaux et colluviaux ;
- Sols calcimagnétiques ;
-
Chernozem ou Chernosols : sous climat froid et sec (steppe);
-
Sols bruns ou Brunisols : en climat tempéré (association oxydes de Feargiles);
- Gleys : sols hydromorphes, imbibés d’eau; le déficit d’oxygène ralentit
l’humidification et réduit le Fe (couleur gris-vert);
-
Podzols ou Podzosols : sols à horizon cendreux de zones boréales (Taïga)
et tempérées humides;
- Sols rouges : sols sous climats méditerranées et subtropicaux. Sols
fersialitiques riches en oxydes de Fe.
42
Fig. 19: Evolution des sols en fonction de la topographie
43
Tableau 3. Altération et type de sols selon le climat
CLIMAT
Glaciaire
VEGETATION
et SOL
toundra
ALTERATION
désagrégation
ORIGINE des
PRODUCTIVITE
ARGILES
EVOLUTION M.
ORGANIQUE
héritage
nulle
forte
mécanique
Boréal
Taiga et Forêt
complexolyse
transformation
Tempéré
Podzol
et hydrolyse
acide
héritage
hydrolyse
neutre
transformation
néoformation
Sols Bruns
Méditerranéen
Steppes,
savane
faible
Subtropical
FerSiAlitique
héritage
Désertique
néant
désagrégation
mécanique
héritage
nulle
Equatorial
Forêt
hydrolyse
neutre totale
néoformation
maximale
Ferralitique
Fig. 20- Pédogenèse suivant la latitude
44
Fig. 21 : Différentes étapes de formations des sols résiduels et transportés
Figure 22. Quelques profils pédologiques
45
II-3. Effets de la gravité : Mouvements de masse dans les roches
On appelle mouvement de masse ou de façon populaire glissement de terrain,
l’ensemble des phénomènes de déplacement des matériaux sous l’effet de la
pesanteur et de l’action conjuguée de facteurs permanents et de facteurs
déclenchant.
Les facteurs permanents sont liés à la nature géologique des terrains et à leurs
propriétés physiques et mécaniques.
Les facteurs déclenchant dépendent en revanche d'événements extérieurs tels
que les pluies, les séismes ou l’activité humaine (travaux de terrassements ou
déforestation) qui contribuent à modifier les propriétés des sols.
a- Morphologie d’un glissement de terrain
Un glissement se caractérise :
- dans sa partie amont, par des escarpements principaux dits niches
d'arrachement ou crevasses principales et latérales, avec brusque rupture de
pente (pente concave) ;
- dans sa partie aval, par un bourrelet frontal à pente convexe ;
- par une surface topographique bosselée (ondulations, dissémination de blocs
de forte taille,...) ;
- par des manifestations telles que fissuration des bâtiments, arbres couchés ou
inclinés, déformation du réseau routier.
b- Classification des glissements de terrain
Selon la géométrie de la surface de rupture on distingue trois types principaux
de glissements (Figure 23):
- glissement plan : mouvement le long d'une surface sensiblement plane
(couche ou surface tectonique).
- glissement circulaire ou rotationnel : surface de glissement plus ou moins
circulaire. Le mouvement est caractérisé en général par l'existence d'une
zone de départ nette et par un bourrelet frontal plus ou moins marqué ;
-
glissement quelconque : Il s'agit souvent d'une combinaison des deux cas
précédents.
46
a-Glissement plan
Fs = Moment des forces résistantes ;
Moment des forces motrices
b-Glissement rotationel
à l’équilibre Fs = 1
Figure 1: Différents glissements (Colas et Pilot, 1976).
c- Phénomène de glissement
Figure 23 : Différents types glissements
47
c- Cinématique d’un glissement
Dans les glissements de terrain les vitesses de déplacement sont susceptibles de
varier fortement au cours du temps. Les ordres de grandeur vont de quelques
mètres par an à quelques mètres par jour. Millies-Lacroix (1981) identifie
différentes phases de la cinématique du mouvement, avec :
- une phase de préparation, marquée par des déplacements très lents qui
n’entraînent pas de désordres importants ;
- une phase de paroxysme : c’est la rupture proprement dite ;
-
une phase de relaxation, où les vitesses diminuent et le glissement tend
vers un état d’équilibre ;
- une phase de stabilisation ou de consolidation du versant d’une durée
indéterminée.
d- Facteurs dits d’instabilités
-
la pesanteur (facteur permanent) ;
- la géométrie du versant (géométrie externe) ;
- les discontinuités internes (discontinuités stratigraphiques, variations
latérales de faciès, fractures, diaclases,…) ;
- la nature des formations (paramètres d’états et paramètres mécaniques) ;
-
l’eau, ses actions physiques (érosion), chimiques (altération), sa
circulation dans les formations ;
-
le climat, les précipitations (mesurables), les variations de température
conjuguées avec l’action du gel-dégel (non mesurables) ;
- les actions sismiques ;
- les actions anthropiques : tir d’explosif, influence du trafic… ;
- les facteurs préparatoires qui ont une action lente dans le temps et qui
réduisent la résistance au cisaillement du sol en favorisant les
mouvements ;
- les facteurs déclenchant qui peuvent avoir une action lente ou rapide et
mènent directement vers la rupture.
48
II-3-1. Mouvements des débris sur les versants rocheux
a-Entraînement par chute
Ce phénomène se déroule lorsque la pente naturelle d’un versant est supérieure à
la pente limite d’équilibre. Ainsi, la gravité va entraîner des débris grossiers à
forme anguleuse due à l’absence de transport.
 Eboulement
L’éboulement est la chute simultanée d’une portion de terrain qui se
détache en masse sur un flanc abrupt.
Il se produit sous l’effet du poids des blocs métriques de roches désagrégées (par
simple gravité) (Figure 24).
La gravité joue un rôle très important dans ces mouvements de masse.
L’éboulement peut affecter des falaises et des pans de montagne (Fig. 25).
Les facteurs favorisant ce type d’éboulement sont :
- l’escarpement de la montagne ;
-
la présence de fractures ;
-
de diaclases ;
-
de joints qui peuvent être gorgés d’eau ;
-
de niveaux minces plus ou moins argileux ;
-
de travaux miniers proches provoquant des ébranlements (Fig. 26, 27, 28
et 29).
Exemples de quelques grands éboulements célèbres : Eboulements des
Diablerets (1749) ; Eboulement du Rossberg (1806) ; Eboulement d’Elm (1881).
49
 Avalanches et chutes de pierres
Elles constituent un processus gravitaire vertical sans composante
horizontale. Elles se produisent dans les pays montagneux fortement
enneigés. La neige peut descendre brutalement, en avalanche, sur les pentes
des montagnes accompagnée d’un « souffle » destructeur.
L’avalanche suit des couloirs qu’elle contribue à façonner. Une fois la neige
fondue, à l’arrivée dans la vallée, les matériaux qu’elle a arrachés et
transportés avec elle constituent des tas de pierres et débris fins sans forme.
Les causes des avalanches sont :
- la qualité de la neige ;
- la forme du relief ;
- l’intervention extérieure.
Les conséquences sont :
- un manque de stabilité du manteau neigeux
- les hausses de températures : un fort réchauffement (redoux) mais prolongé
provoque une instabilité du manteau neigeux.
Les facteurs fixes influant sur la stabilité du manteau neigeux sont :
- la topographie : la forme du relief, sa disposition, ses caractéristiques ont
une influence sur la formation des avalanches ;
- la pente : l’inclinaison joue un rôle moteur dans un écoulement avalancheux
car c’est à cause de la gravité qu’il y a écoulement ;
- l’exposition : on entend par exposition, l’orientation au soleil. C’est l’un des
éléments essentiels qui influent sur l’évolution de la neige et donc sur la
stabilité du manteau neigeux ;
Les facteurs variables influant sur la stabilité du manteau neigeux :
- les chutes de neige récentes : deux paramètres caractérisent une chute de
neige ; la hauteur cumulée et l’intensité de la chute de neige ;
- la pluie : elle modifie le manteau neigeux, en l’humidifiant. Si la
présence d’eau liquide dans le manteau est trop importante, elle le rend
instable en diminuant sa cohésion ;
- le vent : il transporte la neige pendant ou après un épisode météorologique
neigeux ce qui entraîne de fortes accumulations de neige par endroits et
favorise ainsi l’instabilité superficielle du manteau neigeux.
50
51
Figure 26 : Escarpement de montagne
Figure 27 : Diaclases ; lits ; cassures tectoniques (fractures et failles)
52
Figure 28 : Phénomènes d’éboulement
53
Fig. 29. Phénomène d’éboulement affectant différents types de roches
54
b- Tassements et effondrements
 Tassements différentiels
Ils sont engendrés par le poids des constructions sur les formations de
structure hétérogène (Fig. 30). Ce poids va provoquer l’inclinaison ou
l’écroulement des édifices. Ces tassements peuvent concerner toute une
agglomération par suite de la surexploitation d’une nappe souterraine.
 Effondrements
Les effondrements ou fontis sont des entonnoirs provoqués par la chute du
toit des structures. On les rencontre dans les anciennes carrières souterraines
à la suite de la dissolution des roches salines telles que les gypses (Fig. 31).
55
Figure 30. Tassement
Fig. 31. Fontis : entonnoir d’effondrement au toit d’une cavité dans le gypse
de Gagny en 1974 (Seine-Sant-Denis, France)
56
II-3-2. Mouvements des débris sur les versants non rocheux
a) Entraînement par glissement
Le glissement de terrain est le déplacement d’une masse de terrain le long
d’une surface. Il est dû à différents facteurs qui sont : la pente, la nature
plastique du matériau et sa teneur en eau.
 Décollements
Ce sont des glissements qui entraînent une grande masse de terrain. Le plan
de décollement est courbe et concave vers le haut alors que la loupe de
glissement est convexe. Ils se développent sur une pente forte en région de
montagne et en bordure de falaise. On les rencontre également sur les talus
en bordure de routes non stabilisées (Figure 32).
 Solifluxion
En terrain argileux, le glissement de terrain est appelé solifluxion (Fig. 33).
Le terrain ou le sol épais est capable d’absorber l’eau et peut perdre la
consistance solide. En absorbant l’eau, il peut devenir plastique c’est à dire
qu’une poussée peut alors le rendre mobile. S’il est particulièrement imbibé,
il peut se comporter comme un véritable liquide.
Il s’agit donc du mouvement gravitaire d’une formation sous forme
boueuse en raison de ses caractéristiques de plasticité et de liquidité.
Pour une formation argileuse qui reste à l’état plastique, la solifluxion se
traduit par des loupes sans rupture. Dès que le matériel en mouvement devient
liquide on parle de coulées boueuses (Fig. 34).
 Structures favorisant le glissement
- le mauvais drainage à flanc de colline ;
- l’existence de couches argileuses intermédiaires. Ceci est favorisé lorsque
le pendage est de même sens que la pente topographique ;
- l’existence d’un abrupt de falaise qui se forme en temps sec à l’arrière de
l’à-pic et parallèlement à son bord ;
- le creusement d’une tranchée au talus trop raide. C’est le cas des talus
routiers qui développent des colluvions de structures hétérogènes ;
- la persistance d’un sous-sol gelé très imperméable sous un sol dégelé et
très instable.
57
Fig. 32- Différents cas de glissement de terrain
58
59
b) Autres mouvements
 Le fluage
Le fluage est un mouvement de terrain très sournois. Il se fait très lentement
sans surface de rupture nette (sauf au stade ultime, à la rupture du sol) et sans
variation apparente de sollicitation mécanique ou hydraulique (Figure 35).
 Creeping ou reptation
A la différence du glissement qui est un mouvement de masse, le creeping est
une descente, grain à grain, des particules meubles les unes par rapport aux
autres (Fig. 36a). Il n’affecte que les formations meubles. Il se produit sur les
pentes plus faibles que le talus d’équilibre (Fig. 36b) car si la pente dépassait
celle du talus d’équilibre, les débris s’ébouleraient.
Le creeping est beaucoup plus rapide dans les pays où le gel est fréquent et vif
que dans les pays où il est rare. La végétation contribue à ralentir cette descente
par le rôle fixateur des racines mais elle ne l’entrave pas totalement puisque les
racines des arbres fragmentent les roches.
 Pieds de vaches
On les attribue parfois, non sans raison, à l’action du poids du bétail sur les
pentes ; ce sont des sortes de banquettes larges de quelques décimètres et
séparés par des talus raides. Des mottes de gazon soulignent le rebord aval de
chaque banquette.
Leur genèse est mal connue, due sans doute à l’action de décollements par
gravité lors du dégel, les touffes d’herbe arrêtant la descente (Fig. 37).
 -Terrassettes
Elles sont le fait de roches compressibles mais compactes et homogènes. Les
terrassettes supposent une force (c’est la composante, suivant la pente, du
poids de la formation en question) qui provoque un cisaillement ; elles
descendent alors le long des pentes sous l’effet de leur poids.
Elles sont analogues aux pieds de vaches, mais les gradins sont de véritables
micro-failles dues à une descente plus rapide sur des versants plus forts ou
sous l’action d’un sapement à la base (Fig. 38).
60
Figure 1 : Schéma général du mécanisme de fluage (Colas et Pachou, 1976).
Figure 35. Schéma général du mécanisme de fluage (Colas et Pachou, 1976)
61
4. Erosion
A l'échelle continentale, l'érosion par les eaux de ruissellement, la glace et le
vent tend à aplanir les reliefs vers un profil de base qui est le niveau des mers.
Selon le principe d'isostasie, l'ablation d'une tranche de matériaux à la surface
d'un continent entraîne un rééquilibrage des masses; il y a remontée de
l'ensemble de la lithosphère continentale (Figure 39). Il y a deux paramètres
antagonistes à considérer: l'érosion qui abaisse la chaîne et le rééquilibrage
isostatique qui la soulève.
4-1. Définition et facteurs d’érosion
L’érosion désigne l’ensemble des phénomènes de dégradation, d’ablation,
de destruction et d’usure des roches.
L’aménagement de nouvelles architectures ou de nouveaux paysages par
l’érosion va dépendre de :
- la lithologie, c’est à dire de la nature de la roche. Par exemple sur les
flancs de vallée, les cours d’eau, principaux vont effriter les parties
tendres des roches et mettre en saillies les parties plus résistantes (Fig.
40). Le travail de l’érosion est donc différentiel, c’est à dire différent
selon la résistance de la roche;
- la structure de la roche à savoir la disposition des roches, les inclinaisons
des couches qui les constituent, leur état de fracturation ou de plissement ;
- la texture : il s’agit de la cohésion, l’arrangement des grains dans la
roche.
4-2. Agents de l’érosion et leurs actions
Les agents d’érosion des continents sont : le vent, les eaux de ruissellement,
les fleuves, les océans et les glaciers.
 Le vent exerce une action destructrice appelée « érosion éolienne » ou
abrasion éolienne (Fig. 41). L’érosion éolienne est particulièrement plus
active sur le sol nu. C’est l’agent essentiel d’érosion en pays désertique.
Le vent érode par déflation et par corrasion mais aussi il accumule.
La déflation-dénudation-ablation éolienne est l’action de balayage par le
vent des débris meubles et fins comme les sols par exemple. La déflation
opère un tri des matériaux. Le vent emporte les matériaux les plus fins et
laisse sur place les plus grossiers. Le résultat est un véritable pavage de
cailloux (reg). Le Reg est une vaste plaine sur laquelle il ne reste que des
cailloux, le vent ayant emporté les sables (Fig. 42).
62
Figure 39 : Action de l’érosion sur les chaines de montagnes
63
64
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.
C : formation d’un reg
Figure 42 : Phénomène de déflation en zone désertique
et formation de reg
65
La corrasion est l’action mécanique d’attaque de la roche exercée par le vent
chargé de matériaux qu’il transporte. Le vent armé essentiellement de grains
de quartz, exerce une action d’usure et de polissage des roches en creusant
les parties les plus tendres. La corrasion :
- modèle des cailloux en facettes légèrement concaves, l’une
perpendiculaire au vent dominant, les autres obliquement ; des formes de
pyramides à trois arêtes (dreikanter) peuvent en résulter (Fig. 43) ;
- dégage les plans d’aspect feuilleté (schistosité) et les diaclases des
roches par érosion différentielle dans les parois ;
- sculpte des buttes et des sillons dans les argiles et les schistes et même
les grès. Ce sont des yardang (Fig. 44) Ils ont une forme allongée dans la
direction du vent et abrupte du côté du vent.
 L’eau
 Erosion due au ruissellement des eaux.
L’érosion due au ruissellement des eaux est active sur les sols nus.
Dans le profil des sols, elle attaque le premier horizon (horizon A) (Fig. 45);
elle entraîne les limons et trace des rigoles sur la surface du sol.
Sur des terrains à substratum hétérogène, les eaux de ruissellement tout
comme le vent ont tendance à évacuer les matériaux les plus fins et les plus
meubles, laissant en relief les parties les plus résistantes. Il se forme des
colonnes coiffées de gros blocs et des chaos rocheux.
 Erosion linéaire - érosion aréolaire
* l’érosion linéaire se produit généralement dans les thalwegs (lignes
unissant les points bas d’une vallée). C’est généralement l’érosion de l’eau
courante sur le fond du lit de la rivière lorsqu’il n’est pas surélevé au dessus
du fond de la vallée ;
* l’érosion aréolaire agit en surface ; elle domine sur les interfluves
(étendue de terrain entre deux thalwegs).
Les agents de l’érosion aréolaire sont multiples : atmosphériques,
biologiques, etc.
 Erosion alvéolaire
Elle se traduit par le creusement des alvéoles juxtaposées à la base des parois
verticales des roches dures. Les alvéoles creusées dans les roches de Corse
ont reçu le nom de taffonis (Figure 46).
66
67
.
Figure 46 : Formation de taffoni (cavités) sur une falaise de basalte,
par l'action corrosive des embruns. Cap d'Agde, France.
68
II-4-3. Bases de l’action érosive de l’eau
L’action érosive de l’eau est régie par quatre phénomènes : chronologie
inverse, érosion orientée, érosion sur pente et profil d’équilibre:
- chronologie inverse. Pour tout phénomène d’érosion, il existe toujours un
point d’arrachement (zone haute) et un point d’accumulation (dépression,
cuvette ou bassin). Selon ce principe, la couche la plus vieille dans le
bassin provient du terrain qui à l’origine était la plus superficielle, donc la
plus jeune dans la montagne : les dépôts les plus anciens correspondent
aux couches érodées les premières;
- érosion orientée est un phénomène dynamique et non stationnaire. Elle
se déplace dans les trois directions de l’espace et se réalise en trois étapes :
 érosion régressive commence dans la partie aval du cours
d’eau et se poursuit en amont vers la source de la
rivière (Figure 47);
 érosion latérale contribue à élargir la vallée d’une rivière et
à saper les crêtes et les interfluves entre les rivières ;
 érosion verticale a pour rôle d’approfondir les vallées en
diminuant les reliefs. Elle tend à niveler les reliefs par
rapport au niveau de la mer.
L’action conjuguée de ces trois formes d’érosion orientée aboutit à la formation
d’une pénéplaine (région monotone au relief aplati) (Fig. 48) ;
- érosion sur pente. L’action érosive de l’eau sera d’autant plus forte que
la topographie sera raide. Plus la pente diminue plus l’action érosive de
l’eau devient faible, de sorte que sur les terrains plats, l’érosion est
finalement nulle et fait place à l’accumulation de dépôts. Les pentes fortes
sont le lieu d’arrachement et de transport des matériels érodés.
- profil d’équilibre. L’érosion décroît pendant son histoire récente jusqu’à
l’obtention du profil d’équilibre du cours d’eau.
69
Au début, quand le cours d’eau atteint pour la première fois la mer, son profil
d’équilibre est primitif et sauvage.
Ensuite s’installent des profils intermédiaires dont la pente diminue
progressivement ainsi que la profondeur.
Plus tard, lorsque le profil d’équilibre lui-même est atteint, l’action érosive de
l’eau est terminée et il y a équilibre entre la vitesse de l’eau, la pente et la
rugosité de lit de la rivière (Figure 49). Le profil d’équilibre est tangent en son
point le plus bas, au niveau de base qui peut être un océan ou un lac (F.
70
Figure 47 : Formation de "bad lands" par érosion régressive dans un
versant; Piau Engaly, Pyrénées, France.
Figure 48 : Erosion et pénéplanation
71
Figure 49: Profil d’équilibre
A: acquisition du profil d'équilibre par un cours d'eau.
B: modification du profil d'équilibre lors d'une montée ou d'une baisse du
niveau de base.
C: profil longitudinal d'une vallée glaciaire; après disparition du glacier, les
parties de la vallée situées en amont d'un verrou peuvent abriter un lac.
72
II-5. Transport
Modes de transport
Le transport peut se faire par l’eau, le vent et la glace.
a- Transport par l’eau
Ce mode de transport est assuré par le ruissellement, les rivières, les fleuves et
l’océan.
Le transport par l’eau use les particules transportées et aboutit à divers
classements :
- un classement minéralogique (les particules les plus résistantes
mécaniquement sont transportées plus loin que celles plus friables) ;
- un classement densimétrique (les minéraux les plus légers sont transportés que
les minéraux lourds) ;
- un classement granulométrique ou granoclassement (les particules les plus
grosses se déposent en premier).
Le transport par l’eau se fait sous quatre formes (Fig. 50) :
- dissolution : les solutions, généralement non saturées, déposent leurs charges
(soluté) soit par évaporation produisant la saturation, soit par augmentation de la
concentration liée à un apport d’éléments nouveaux ;
- suspension : les particules très fines, de diamètre inférieur à 250µ, peuvent
rester en suspension colloïdale lorsqu’elles sont entourées de pellicules de
matière organique ;
- saltation : les particules de diamètre compris entre 250µ et 500µ peuvent se
déplacer par sauts successifs sur le fond ;
- roulement : les particules de diamètre supérieur à 500µ roulent au fond de
l’eau.
73
Fig. 50-Différentes formes de transport par l’eau
74
b- Transport par le vent
Dans les déserts, l'agent principal d'érosion et de transport des matériaux est le
vent. 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 sont transportées selon trois modes (Figure 51).
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.
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.
Il en résulte deux structures importantes des déserts : les pavements de désert
et les champs de dunes (Figure 52).
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.
Ces 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.
75
Figure 51. Différents modes de transports par le vent
Figure 52. Formation des pavements du désert
76
c- Transport par la glace
Le glacier arrache des matériaux au substrat rocheux; tout ce matériel
sédimentaire produit directement par l'action de rabotage de la glace sur la roche
porte le nom général de moraine.
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. Le
retrait du glacier laisse sur place tous ces dépôts qui caractérisent les paysages
glaciaires.
Les principaux dépôts qui caractérisent le paysage post-glaciaire (Fig. 53 et
54) :
- Moraine frontale: dépôt formé au front du glacier, quand le glacier a atteint
son avancé maximum et qu'il est stationnaire, par l'amoncellement des fragments
rocheux de toutes tailles arrachés au substrat par le glacier, ainsi que des
sédiments produits par l'abrasion de la glace sur la roche. Ce mélange de
sédiments s'appelle un till.
-Moraine de fond: dépôt morainique sous le glacier.
-Moraine latérale: dépôt morainique aux marges du glacier confiné.
-Drumlin: moraine de fond remodelée par l'avancé du glacier.
-Esker: dépôt fluvio-glaciaire serpentiforme formé par des cours d'eau confinés
qui se situaient à l'intérieur ou sur le glacier; la fonte du glacier laisse un lacet de
sédiments.
-Kame: dépôt fluvio-glaciaire dans une cavité ou une dépression du glacier qui,
après la fonte forme de petits monticules.
-Kettle: dépression dans une moraine ou un dépôt fluvio-glaciaire créée par la
fonte d'un bloc de glace emprisonné dans les matériaux.
77
Figure 53. Principaux dépôts qui caractérisent le paysage post-glaciaire
78
Figure 54 : Paysages post-glaciaires
79
6. Dépôt
Le dépôt des charges solides, transportées par les différents agents, se fait
principalement par gravité dès que les conditions propices au transport se
modifient (baisse de la vitesse du vent ou du courant du cours d’eau, etc.).
a) Dépôts éoliens.
On distingue :
 les dunes (Fig. 55 et 56)
Les dunes résultent de l’accumulation de sables transportés par le vent. Elles ne
présentent un grand développement que dans les régions arides où elles
possèdent une stratification entrecroisée. Cette stratification est la conséquence
des changements d’orientation du vent. Il existe des dunes mobiles, fixes et
dunes d’obstacle.
 Les dunes mobiles. On distingue les dunes arquées ou
barkhanes, les dunes transverses, dunes pyramidales ou en
étoile, les dunes longitudinales et les dunes paraboliques :
 les barkhanes ou dunes arquées (Fig. 55a) ont une forme de croissant
et un profil en trois sections : une section à convexité tournée au vent
par où se fait l’accumulation et qui en est une pente douce, celle-ci se
terminant brusquement par un tranchant ; la seconde section, en pente
raide, est le talus des retombées du sable ; la dernière section, en pente
moyenne, est due au placage par le tourbillon de retour contre la pente
des retombées. Elles sont dissymétriques et se déplacent les pointes en
avant. Les pointes sont sous le vent parce qu’elles avancent plus vite
que le corps de la dune. Ces dunes se rencontrent dans les zones
désertiques où règne un régime de vent de direction plus ou moins
constante. Elles sont souvent faites de sable jaune paille et reposent sur
une surface graveleuse horizontale appelée reg au Sahara ;
 les dunes transverses (Fig.55b) sont perpendiculaires aux vents
dominants. Elles sont aussi rectilignes ou légèrement sinueuses ;
 les dunes pyramidales ou en étoiles (Fig.55c) peuvent atteindre une ou
plusieurs centaines de mètres de haut. Elles se forment dans des
directions variables. Les versants sableux sont très convexes car ils
sont surtout modelés par la reptation. On les rencontre dans des
régions de reliefs montagneux ;
 les dunes longitudinales (Fig.55d) s’allongent parallèlement au vent.
Elles sont longues et étroites. Ces dunes peuvent atteindre 200 km de
long, 50 m de hauteur et sont espacées au sol de 1 à 2 km. On les trouve
dans les zones arides ;
80
 les dunes paraboliques (Fig. 55e) ont leurs pointes exposées au vent.
Elles se mettent en place sur des substrats plus humides que les
barkhanes.
 Les dunes fixes sont représentées par les ergs de dunes. Elles ont une
forme d’ensemble longitudinale mais dans le détail les crêtes ont des
directions variables. Leur stabilité est due à deux causes : d’abord aux
conditions atmosphériques et ensuite aux phénomènes de condensation
qui augmentent en profondeur la cohésion du sable.
 Les dunes d’obstacle. Un obstacle soumis à un vent va perturber
l’écoulement de l’air et faire naître des tourbillons enveloppés par une
surface aérodynamique au dessus de laquelle le mouvement est laminaire.
Les tourbillons diminuant en moyenne la vitesse, entraînent une baisse de
la capacité et de la compétence et du sable se dépose contre l’obstacle.
 Loess
C’est un sédiment très fin, poudreux, meuble, non stratifié perméable.
Il donne des sols très fertiles. Il est formé par des éléments anguleux,
silice, argile ; quelquefois il contient un peu de calcaire. Les sources
des matériaux constituant le loess sont à rechercher soit dans les sables
des déserts soit dans les dépôts glaciaires. Il est particulièrement
abondant en chine en bordure du désert de Gobi et dans l’Est africain.
Il en existe dans le Nord de la France.
b) Dépôt de soluté. Il se fait par augmentation de la concentration due au
changement soit de pH, soit de la température ou du CO2 dissous.
81
Fig.55- Différents types morphologiques de dunes
Fig.56- Barkhane
82
7. Diagenèse
On appelle diagenèse tous les processus qui affectent les sédiments après le
dépôt et avant le début du métamorphisme. C’est donc le passage d’éléments
sédimentaires en une roche consolidée (Figure 57).
Les sédiments subissent des transformations physiques et chimiques au cours de
trois processus distincts mais parfois simultanés que sont :
la compaction, la cimentation et la recristallisation.
La compaction et la cimentation sont les plus importants de la diagenèse
a) Processus diagenétiques
- Compaction
Au cours de la compaction ou consolidation, il se produit une réduction de
volume due à la réduction de la porosité (réduction de l’indice des vides) car les
particules solides sont pressées ensemble sous l’effet du poids du matériel susjacent. Les eaux interstitielles des grains sont alors chassées des pores. La
réduction de la porosité se fait par un réarrangement des grains les uns par
rapport aux autres et leur surface de contact devient importante.
Dans les calcaires, la compaction induit des phénomènes de cimentation
précoces qui limitent son action en leur sein.
- Cimentation
La cimentation consiste en un remplissage des interstices de la roche par un
dépôt. Elle fait passer les roches meubles en roches consolidées. Elle peut se
produire rapidement ou tardivement au cours de la sédimentation.
Les minéraux fréquents qui constituent le ciment de la roche sont : calcite,
dolomite, sidérite, silice. Les ciments peuvent se former entièrement à l’intérieur
du système soit ils peuvent être apportés par des solutions extérieures.
- Recristallisation
Elle peut modifier la texture des éléments sans en changer la composition.
Exemple des calcaires micro cristallins qui se transforment par le phénomène de
"sparitisation".
Cette recristallisation peut continuer au cours du métamorphisme.
Les trois phénomènes : altération, diagenèse et métamorphisme ont des
frontières communes difficiles à préciser. Le métamorphisme affecte les roches
en profondeur, l’altération affecte les roches émergées tandis que la diagenèse
affecte les roches enfouies avant le métamorphisme.
83
b- Différents stades de la diagenèse
On distingue plusieurs stades de la diagenèse:
- Diagenèse précoce
C’est une diagenèse quasi synsédimentaire. Au cours de cette diagenèse, plus de
50% de l’eau interstitielle part et il peut se produire des phénomènes d’oxydoréduction. La couleur initiale peut être modifiée. C’est le début de la
lithification.
- Diagenèse moyenne
La diagenèse moyenne est celle qui produit la cimentation primaire qu’on
appelle induration. Elle vient immédiatement après la diagenèse précoce. On
assiste alors au cours de cette diagenèse à des néoformations argileuses ou des
néoformations de xéolites à partir d’argile.
-Diagenèse tardive
Elle intervient plus tard. Elle provoque la modification des minéraux argileux
qui deviennent plus cristallisés. Ce phénomène s’appelle agradation de minéraux
argileux. Il se produit une compaction maximum avec expulsion de l’eau de
recristallisation .
- Diagenèse régressive
Elle peut se produire du milieu profond en milieu surface.
Le processus de dissolution intrastratale tend à réduire les minéraux instables
dans l’environnement diagenétique ; il favorise en revanche la cristallisation des
minéraux plus stables (c’est l’authigenèse).
L’authigenèse est donc le développement de nouveaux minéraux soit
l’accroissement de minéraux existants déjà dans la roche. On parle
d’accroissement secondaire. Un quartz authigène peut être un quartz pyramidé.
On connaît des feldspaths authigènes dans les grès de carbonate.
Remarque: Le métamorphisme affecte les roches en profondeur, l’altération
affecte les roches émergées tandis que la diagenèse affecte les roches enfouies
avant le métamorphisme.
84
Figure 57 : Diagenèse des roches détritiques siliceuses
85
PARTIE II. MODELE FLUVIATILE ET
EROSION FLUVIALE
1. Définitions et types de régions
Les ruisseaux, rivières et fleuves recueillent l’eau des sources et celle du
ruissellement des versants.
Le cours d’eau est alimenté par les eaux provenant d’un écoulement linéaire
lequel succède au ruissellement diffus. Certains cours d’eau sont temporaires, ce
sont les torrents, les oueds, les autres sont permanents, ce sont les rivières.
Les sources sont des résurgences naturelles des nappes. Leurs eaux pour être
utilisées pour l’alimentation, doivent présenter certaines qualités : limpidité,
couleur, odeur, sels dissous.
La densité des cours d’eau varie d’une région à l’autre. Elle est très faible dans
les régions perméables, mais très importante dans les régions argileuses où le
moindre ravin a son ruisseau.
Il existe des régions sans écoulement comme les grandes étendues de dunes du
Sahara. Ce sont des régions aréiques.
D’autres ont plusieurs cours d’eau mais n’arrivent pas à la mer. Ils disparaissent
dans un lac temporaire ou permanent, c’est le cas du Chari dans le lac Tchad.
Ces régions sont dites endoréiques.
D’autres régions enfin ont des bassins fluviaux qui débouchent dans la mer.
C’est le cas de presque toute l’Europe ; ces régions sont dites exoréiques.
Les différences entre ces régions proviennent en partie du relief et en partie du
climat.
L’endoréisme est favorisé par des reliefs de cuvette et par l’aridité du climat.
Les régions aréiques correspondent à des zones où il ne tombe que très peu de
précipitations et où l’évaporation est considérable.
2. Principaux types de cours d’eau
Les cours d’eau diffèrent par leur taille et leur aspect.
Par exemple, l’Amazone a 6000 km de longueur, un débit moyen de 150 000
m3/s, une largeur moyenne de 3 km pour son lit principal. Il a des chenaux
parallèles et les marécages inondés pendant plus de 6 mois.
La Seine a 700 km de long, sa largeur moyenne est de 100 m et un débit moyen
300 fois plus inférieur à celui de l’Amazone. Il se divise parfois en deux bras et
décrit des méandres par endroits.
86
La Durance présente dans son cours inférieur un lit composé de courants
anastomosés enserrant des bancs de graviers sur une largeur de plusieurs
centaines de mètres. Son débit est comparable à celui de la Seine.
Les rivières sont dites conséquentes quand elles suivent la pente des couches. Le
réseau est donc souvent perpendiculaire aux lignes de crêtes. Elles sont dites
parallèles ou subséquentes quand elles suivent la direction générale des couches
(couches anticlinales par exemple) et sont donc généralement parallèles aux
lignes de relief.
3. Modèle simple : le torrent
a-Le torrent est un type de cours d’eau à pente forte (>2%) travaillant dans une
région en général argileuse et sous un climat qui lui donne un débit saccadé.
L’infiltration de l’eau dans le sol est négligeable et le ruissellement intense.
Il existe des torrents actifs et des torrents éteints. Ces derniers sont les vestiges
d’un climat ancien plus humide.
Le torrent creuse brutalement et dans ce cas il réunit ainsi les conditions pour
que l’érosion soit maximum. Ensuite il transporte et dépose. C’est donc un
véritable laboratoire naturel pour l’étude de l’érosion fluviale. Un torrent
complet comprend trois parties (Fig.58) :
- un bassin de réception qui forme le cours supérieur ;
- un canal (ou chenal) d’écoulement correspondant au cours moyen ;
- un cône de déjection qui constitue la zone inférieure.
Le bassin de réception est la zone où le torrent se forme par concentration des
eaux de ruissellement issues de plusieurs bassins secondaires. Chaque ruisseau y
creuse érodant les terrains friables, reculant sa source, provoquant des
éboulements, des coulées boueuses. Ce qui a pour conséquence,
l’agrandissement et l’approfondissement de cette zone. Le facteur dominant ici
est le creusement et le torrent se charge d’une masse de matériaux arrachés.
Le canal d’écoulement représente le lit du fleuve. Son profil est généralement
en V et sa pente forte. Dans son parcours, le torrent érode encore mais
transporte surtout. Il accumule des blocs ou des matériaux fins. Le phénomène
dominant est le transport mais les ruptures de pente sont fréquentes.
Le cône de déjection se forme dans la vallée principale, généralement de pente
transversale faible, là où le torrent finit son cours. La vallée étant à fond plat la
pente du torrent et la vitesse de l’eau deviennent faibles. La sédimentation y est
alors active. Les éléments les plus grossiers sont déposés en haut du cône. En
déposant, le torrent exhausse son lit, ce qui va lui permettre d’augmenter sa
pente dans la section considérée et également sa vitesse. Il devient de plus en
plus capable de transporter sa charge de matériaux jusqu’à la rivière collective.
87
Fig.58 : Principales parties d’un torrent classique
88
L’exhaussement permet au torrent de dominer les régions adjacentes et à la
moindre crue il va quitter son lit pour en occuper un autre en position inférieure
et ainsi de suite. Il se forme ainsi un amas en éventail ouvert à 180° appelé cône
de déjection ou lit de déjection.
Quand on compare les pentes relatives du canal et du cône deux cas peuvent se
présenter :
- 1er cas. La pente du cône est faible que celle du canal. On peut lutter
temporairement contre les inondations en endiguant le torrent. Mais
comme la pente du cône est plus faible que celle du torrent, la
sédimentation continue à se faire entre les digues. Le torrent s’exhausse et
finit par déborder. Avec le temps le torrent s’approfondit, le cirque
torrentiel recule et la pente du canal diminue. Elle finit par atteindre celle
du cône ;
- 2è cas. La pente du cône prolonge celle du canal. Dans ce cas les
vitesses du torrent sur le cône et dans le canal deviennent égales. Le
torrent traverse le cône sans alluvionner et dépose sa charge dans la
rivière dont il est tributaire. Il ne peut se produire d’apport sur le cône que
si les eaux se répandent sur toute sa surface (augmentation de la section
d’où diminution de la vitesse). En endiguant le torrent sur le cône,
l’équilibre est maintenu.
Le premier cas caractérise les torrents jeunes par contre le deuxième cas
concerne ceux qui ont atteint leur profil d’équilibre.
b- Débâcles torrentielles
Elles sont l’apanage des régions montagneuses taillées dans des terrains
argileux, marneux, etc. Ce sont des crues exceptionnelles qui peuvent se répéter
à intervalles plus ou moins réguliers, tous les 7 ans, 20 ans, etc. Dans l’intervalle
séparant deux débâcles, les produits de la désagrégation des roches s’accumulent
dans le cirque torrentiel où ils forment une couverture instable.
Lors de fortes pluies, tout le matériel détritique imprégné d’eau glisse sur le fond
imperméable, se mélange aux eaux du cirque et se précipite dans le canal. La
masse peut y former des barrages temporaires en amont desquels l’eau
s’accumule. Lorsque la digue se rompt, la masse de boue s’engouffre dans le
canal provoquant des éboulements par érosion du pied des versants. Cet apport
latéral augmente encore la viscosité de la boue capable alors de véhiculer des
blocs énormes. Le flot, finalement, submerge le cône détruisant les cultures et
les villages qui y sont établis.
89
c-Correction des torrents
Pour assagir un torrent et éviter des débâcles et leurs effets désastreux, on
entreprend des corrections dans chacune des 3 parties qui le constituent :
- la stabilisation du cirque sera obtenue par le reboisement qui diminue le
ruissellement, fixe les produits de désagrégation et régularise le climat ;
- dans le canal, la vitesse d’eau sera coupée par la pose de clayonnages ou
la construction de barrages bien ancrés dans les versants. Si le canal
présente des courbes, elles seront renforcées par des murs ;
- sur le cône, le torrent sera canalisé pour l’empêcher de déborder. Les
digues seront suffisamment éloignées l’une de l’autre pour contenir les
crues.
d-Forme des lits
Le lit est l’espace qui peut être occupé par les eaux d’un cours d’eau. On
distingue plusieurs lits dans un fleuve (Fig.59) :
- le lit ordinaire ou lit apparent est la partie située entre les berges, occupée
par des matériaux roulés par les eaux et peu masqués par la végétation ou
l’occupation humaine. En temps normal ce lit n’est pas toujours rempli
d’eau puisque des bancs de sable ou de gravier y apparaissent ;
- le lit majeur ou lit d’inondation ou encore plaine d’inondation est toute la
zone que le fleuve inonde et qu’il peut recouvrir des « alluvions
modernes ». Il est beaucoup plus large que le lit ordinaire ;
- le chenal d’étiage occupe une petite partie du lit apparent surtout dans le
cas des rivières de régime irrégulier. Il n’est pas limité par des berges
nettes.
90
Fig 59. Caractéristique du lit pluvial
91
e-Les matériaux des lits
Ils peuvent être soit des roches en place soit des alluvions transportés par les
cours d’eau.
Les matériaux du lit apparent ou du lit majeur ont été usés par le transport. Ils
sont plus émoussés. Dans le cas de cailloux ceux-ci sont roulés ; ce sont des
galets.
Dans un même lit, on peut avoir des limons, des sables, des galets ; Ces derniers
sont d’autant plus gros que le courant qui les a transportés est rapide.
Un fond rocheux est presque toujours coupé de secteurs alluviaux. Les rapides
peuvent, par contre, être coupés de creux taillés dans le roc, les marmites de
géants dues à des tourbillons.
Les lits majeurs actuels sont généralement occupés, après inondation, par du
matériel exclusivement fin.
f-Seuils et mouilles
Dans le chenal, il existe dans chaque courbe, un secteur plus profond que ceux
qui se trouvent dans les parties situées immédiatement à l’aval et à l’amont :
c’est la mouille. Entre les mouilles, les parties moins profondes, qui sont plus
rectilignes, obliques par rapport à l’axe du lit apparent sont les seuils (Fig. 60).
Le profil en travers des mouilles est dissymétrique, la profondeur maximum se
trouve contre la rive concave. Le profil en travers des seuils est au contraire
symétrique.
g-Tracé des méandres
On appelle méandre un tracé qui s’écarte, sans raison apparente, de la direction de
l’écoulement pour y revenir après avoir décrit une courbe prononcée (Fig. 61).
On distingue deux types de méandres :
- les méandres de vallées ou méandres encaissés, ce cas est réalisée quand
la vallée méandre comme la rivière à la même échelle ;
- les méandres de plaines alluviales ou méandres libres ou encore
méandres divagants ce cas est atteint quand les sinuosités marquées de la
rivière sont indépendantes de la vallée et à plus petite échelle.
92
93
94
Vue du chenal d’écoulement, la rive concave d’un méandre est érodée par le
courant et la pente y est abrupte, tandis que la rive convexe est en pente douce et
constituée d’alluvions.
Les méandres ont toujours tendance à s’exagérer. A force de s’accentuer, deux
méandres voisins peuvent se recouper :
- soit par débordement pendant une crue ;
- soit par tangence quand l’exagération de la courbure réduit à néant le
pédoncule (Fig. 45).
Une fois le recoupement réalisé, il reste de l’ancien méandre un bras mort. En
même temps que les méandres s’exagèrent, ils migrent vers l’aval.
Ce phénomène peut transformer des méandres de vallée en faux méandres de
plaine alluviale.
95
96
Fig. 46. Méndres de plaines alluviale sur le Danube près de son confluent avec
le Drave (visible dans le Sud-Ouest)
Stades d’évolution très divers. Nombreux bras morts, parfois entièrement
colmatés. Aménagement de la cartographie par l’homme (endiguement) (d’après
la carte Yougoslave de Somgor au 1/100 000 réduite de 10 %)
97
Fig.47. Evolution de méandres encaissés, par migration vers l’aval et calibrage
de la vallée, vers des formes de plaine alluviale
En 1 et 2, accentuant les sinuosités.
En 3, constitution de méandres (a b c d et c d e f)
En 4, recoupement par tangence. La vallée est déjà calibrée.
En 5, il ne reste qu’un bras mort de l’ancien méandre c d e f.
98
4. Les rivières et les fleuves
Ces cours d’eau, dont le régime est plus régulier que celui des torrents, se
divisent en trois catégories suivant leur pente :
- les rivières torrentielles. Elles ont un régime variable et ont des pentes
comprises entre 2% et 2.5‰ ; les vitesses sont de 2 à 3 m/s ;
- les rivières divagantes. Elles ont des pentes comprises entre 2.5‰ et 1‰,
coulant sur leurs alluvions qu’elles sont encore capables de déplacer ;
- les rivières navigables. Elles ont des pentes inférieures à 1‰. La plupart
des grands fleuves ont des pentes beaucoup plus faibles.
Le cours des rivières et fleuves comprend trois parties :
- le cours supérieur dans lequel l’érosion domine ; la rivière se comporte
comme un torrent ;
- le cours moyen. L’érosion et la sédimentation y sont en équilibre ;
- le cours inférieur, à sédimentation active, est généralement caractérisé par
des auges alluviales dans laquelle la rivière étale des méandres.
99
5. Courants fluviaux : leur puissance, leur charge, le profil d’équilibre
5-1. Puissance brute et puissance nette
La pente détermine la vitesse du cours d’eau. Ainsi, tout cours d’eau à un
moment quelconque et en un point quelconque de son cours a une puissance.
Celle-ci est proportionnelle à la masse d’eau, c’est à dire le débit, et au carré de
la vitesse.
Le débit d’un cours d’eau est le volume total d’eau qui traverse une section
droite du lit (station de jaugeage). Il est proportionnel à la surface de la section
mouillée et à la vitesse.
La puissance en un point du cours est donc proportionnelle à la surface de la
section mouillée et au cube de la vitesse : P = SV3 (avec S la section mouillée et
V la vitesse).
La puissance brute est l’énergie représentée par l’écoulement du cours d’eau en
une seconde devant un observatoire donné. On l’appelle encore puissance totale.
Elle correspond en définitive à l’énergie pour le transport de la charge (limons,
sables, galets) + la puissance absorbée pour les frottements internes entre les
filets d’eau + celle utilisée pour l’érosion du lit.
La puissance nette c’est la puissance brute diminuée de celle qui est absorbée
par les frottements et le transport des matériaux en charge.
P nette = P brute – (puissance absorbée par les frottements + puissance
absorbée par le transport de la charge).
La puissance nette est donc celle qui est utilisée à éroder. Ainsi si la puissance
brute est juste suffisante pour le transport et les frottements, la puissance nette
est nulle : le cours d’eau est incapable de creuser ; si la puissance brute n’est pas
suffisante pour le transport et les frottements internes, le cours d’eau non
seulement ne peut pas creuser mais est obligé d’abandonner une partie de sa
charge : il dépose.
5-2. Pente d’équilibre
Lorsqu’un cours d’eau ne creuse ni ne dépose, on dit qu’il est en état d’équilibre
ou qu’il a atteint la pente d’équilibre, c’est à dire celle qui est juste nécessaire au
transport de la charge ou plus exactement celle qui lui donne une vitesse telle
que sa puissance soit juste suffisante à assurer le transport de la charge.
100
5-3. Niveau de base, profil d’équilibre des cours d’eau
L’érosion fluviatile creuse les vallées en obéissant à 4 lois :
- Présence d’un niveau de base ;
- érosion régressive ;
- tendance vers un profil en long d’équilibre de forme parabolique ;
- élargissement de la vallée par érosion latérale quand le profil d’équilibre est
atteint.
a) Niveau base
On appelle niveau de base le niveau au-dessous duquel le cours d’eau ne peut
pas creuser. C’est la limite inférieure de l’érosion. Dans le cas d’un petit cours
d’eau, le niveau de base est donc la confluence avec la rivière principale.
On appelle niveau de base général le niveau de la mer en toutes les régions
exoréiques. Le niveau de base des régions endoréiques est celui du lac où se
termine leur cours principal.
b) Erosion régressive
Dans un segment sans affluent, la pente d’une rivière en équilibre est constante
qu’elle coule sur la route ou les alluvions. Parfois elle présente localement des
pentes anormales, ce sont les rapides et les cascades ; dans ces zones le cours
d’eau érode. Ceci a pour effet de les faire reculer vers l’amont. Chaque section,
où s’effectue le creusement, tend à remonter vers l’amont. On parle d’érosion
régressive (Fig. 48) car elle procède d’aval vers l’amont.
Les cascades fournissent une meilleure démonstration de cette loi. Elles sont
généralement déterminées par la présence d’une couche de roche dure résistant
mieux à l’érosion que les assises sous-jacentes. En plan dans les cours d’eau
étroits, le sommet de la cascade a une forme en fer à cheval. Cela est dû au fait
que l’érosion est plus forte dans l’axe et la vitesse est plus grande que sur les
bords (Fig. 49).
c) Profil en long d’équilibre de forme parabolique ;
Généralement la pente des cours d’eau est ordinairement plus faible à l’aval qu’à
l’amont. On peut tirer alors les observations suivantes :
- les cours d’eau modifient la forme de leur lit soit par érosion, soit par
dépôt de sorte qu’il y ait finalement équilibre entre la force et la
résistance ;
- la pente varie en raison de la résistance du lit et en raison inverse du débit
ordinaire du cours d’eau ;
- les eaux tendent à donner au lit un profil en long concave vers le ciel
(Fig.50).
101
Figure 48. Erosion régressive
Figure 49.
Figure 50.
102
Fig.52 : Recul d’une rupture de pente par érosion régressive
Fig.53 :
Recul
d’une
cascade
au
cours
de
l’érosion
régressive
103
Etablissement du profil d’équilibre
Si, en chaque point du profil longitudinal du fleuve, celui-ci a une pente
d’équilibre telle qu’il n’alluvionne ni ne creuse plus sensiblement sur toute la
largeur du lit, on dit qu’il est en profil d’équilibre provisoire. Il a juste sur tout
son cours la pente nécessaire pour évacuer la charge.
Un tel profil n’est pas définitif, il continue à s’abaisser puisque le fleuve
transporte. Il y a érosion dans le secteur amont. Le moment idéal où la pente du
cours d’eau sera juste suffisante pour l’écoulement des eaux (tout transport
ayant disparu) correspond au profil d’équilibre définitif ou idéal (Fig. 55).
Caractères du profil d’équilibre
- le profil d’équilibre est réalisé quand est réalisé l’équilibre entre plusieurs
variables : débit, vitesse, charge. La pente quand à elle tend à s’établir par
remblaiement ou creusement de manière que la vitesse assure l’équilibre entre la
puissance (débit-vitesse) et la charge.
- il n’y aucune raison que le profil d’équilibre soit toujours une courbe concave
régulière. Chaque confluence crée une brisure dans le profil d’équilibre car le
rapport charge-débit se modifie.
- l’allure de la plupart des profils fluviatiles en équilibre est concave parce que :
* le débit augmente ordinairement de l’amont à l’aval ;
* la charge diminue en calibre par usure durant le transport, par abandon
sélectif des matériaux les plus gros et par le fait que les vallées y livrent des
matériaux fins ;
- le profil en long est sécant par rapport au niveau de base ;
- il est faux qu’un profil d’équilibre doive fatalement à la fin de sont évolution
donner lieu à un alluvionnement.
104
Fig.54 : Evolution du profil en long d’un torrent
Fig. 55 : Régularisation d’un cours d’eau et établissement du profil d’équilibre
105
d) Erosion latérale
Lorsqu’une rivière est en équilibre l’érosion agit surtout dans le secteur amont
(vallée en V). Au cours de sa progression les pentes diminuent. Il en est de
même de la charge livrée à la partie basse du cours. Dans cette partie la rivière
va tendre à diminuer sa pente afin de retrouver son équilibre. Elle peut le faire
soit en creusant son lit à la verticale soit en allongeant son cours en dessinant
des méandres (Fig. 56). C’est cette dernière possibilité qui prévaut dans la
nature.
Il suffit d’un obstacle quelconque sur une rive pour dévier le fil de l’eau de la
rivière « déséquilibrée » du côté opposé qui le revoie aussitôt. Un mouvement
sinusoïdal s’amorce et dont les caractéristiques sont des fonctions complexes du
débit, de la vitesse et de la nature des rives.
Il y a une relation assez générale entre la longueur d’onde et la largeur de la
rivière.
E * (7 à 10) = L
Si la distance l du cours est utilisée :
E*(11 à 16) = l
L’allongement du cours grâce au méandres est de moitié : L*1.5 = l
D’autre part la longueur d’onde est égale à environ 5 fois le rayon de courbure
(L = 4.7 r 0.98).
On s’aperçoit que la longueur d’onde et le rayon de courbure moyen dépendent
directement de la rivière – de sa largeur donc de son débit.
3-4. Dynamisme des courants fluviaux
La vitesse d’un cours d’eau est généralement exprimée en m.s-1. Elle varie d’un
point à l’autre de la section du cours d’eau (Fig. 57). Ces variations sont dues
essentiellement au frottement sur le fond et, en surface, avec l’air.
La couche d’eau au contact du fond est presque immobile, puis en montant la
vitesse croît rapidement, ensuite moins vite pour atteindre un maximum en
surface ou légèrement en dessous.
La vitesse moyenne Vm est localisée au 6/10ème de la profondeur. C’est la
moyenne entre les valeurs 0,2h et 0,8h.
v .à .0, 2  v .à .0, 8
Vitesse moyenne = vitesse à 0,6h =
2
106
Les vitesses sont mesurées à l’aide d’un moulinet. La moyenne des valeurs
obtenues est la vitesse moyenne utilisée dans le calcule de débit.
En effet, le débit D du cours d’eau en un point est le produit de la section
mouillée par la vitesse moyenne : D = v*S. Le débit est exprimé en m3 s-1.
On a alors S

D
v
. La vitesse d’un courant fluvial est donnée par la formule de
Chézy-Eytelwein :
v C
RI
avec :
v = vitesse moyenne du cours d’eau au point choisi de son cours d’eau ;
C = coefficient de rugosité du lit (dépendant de la nature du lit et de sa
profondeur) ;
R = rayon hydraulique, c’est-à-dire le quotient de la surface de la section
mouillée par son périmètre :
R 
S
P
I = pente de la surface de l’eau.
La formule de Chézy est une approximation.
Si l’on introduit dans la formule de Chézy la formule du rayon hydraulique, il
vient alors :
vC
S
I
P
De même, si l’on remplace S par sa valeur en fonction du débit, on a :
vC
D
vP
2
I
ou
v 
2
C DI
vP
2
2
ou
v 
3
C DI
P
,
soit
v
3
C DI
P
L’écoulement des eaux peut se faire de 3 façons :
1) L’écoulement laminaire. Dans cet écoulement les lignes de courant (lieu
des vitesses maximales en surface) sont droites, parallèles aux bords du
conduit qui sont réguliers. L première ligne de courant est immobile, collée
au fond. Puis les vitesses croissent vers le haut pour atteindre un maximum
vers la surface.
Un tel écoulement nécessite une vitesse moyenne très faible. En fait
l’écoulement laminaire n’est pas réalisé dans les cours d’eau. Il est par contre
fréquent dans les nappes souterraines. Il est régi par la loi de Darcy :
107
Fig. 56 : Eléments du méandre (56a) vus en détails (56b)
Fig. 57 : Courbe des vitesses suivant les profondeurs
108
V = Ki
où V= vitesse, i = gradient de pression et K = coefficient de perméabilité
2) L’écoulement turbulent (Fig. 58). Dans un tel écoulement les filets
liquides s’entrecroisent c’est à dire présentent une constante dirigée
obliquement par rapport à la direction générale du courant, vers le haut ou de
côté. La vitesse d’écoulement est donnée par la formule de Chézy.
Ici, le rayon hydraulique a la dimension d’une longueur R

S
P
, la surface de
la section (S) divisée par le périmètre mouillé (P) soit la longueur ABCD
(Fig. 59).
L’écoulement comprend deux types : l’un dit fluvial, l’autre torrentiel.
Lorsque la vitesse de la rivière est inférieure à la valeur critique, l’écoulement
est dit fluvial et le débit commandé par l’aval (ou par la pente).
Dans le cas contraire, il est dit torrentiel et son débit contrôlé par l’amont.
La vitesse critique Vc est donnée par la formule de Lagrange :
Vc 
gh .
Où h est la profondeur moyenne de la rivière et g l’accélération de la
pesanteur.
3) L’écoulement par jets à grande vitesse.
Ce type d’écoulement n’est réalisé qu’en quelques points dans les gorges, les
rapides ou les cascades. Ces vitesses élevées peuvent résulter d’une forte
augmentation de la pente ou d’un étranglement de la veine liquide.
La façon dont la section varie dépend de la consistance des berges et de la
nature du fond. Trois cas extrêmes peuvent se présenter :
a-Berges et fond peu consolidés (alluvions)
La section se divise en deux parties : le lit mineur occupé en périodes
d’étiage et lit majeur inondé seulement pendant les crues. L’augmentation de
la section se fait surtout en largeur.
b- Berges rocheuses fond d’alluvions
La section augmente verticalement lors des crues. En même temps que le
niveau monte, le lit s’approfondit par érosion du fond alluvionnaire. Lorsque
la crue est passée, la surface s’abaisse et le lit remonte par alluvionnement.
109
Fig.58 : Ecoulements laminaire et turbulent
Fig. 59 Rayon hydraulique
110
c-Berges et fond solides
Seule la hauteur varie. Et dans ce cas, la vitesse moyenne est donnée par la
formule de Chézy : V  C R I
Si s est la surface de la section, le débit Q devient :
Q  CS
RI
dans le cas d’un lit rectangulaire de largeur L et de profondeur H, on peut
écrire :
HL
Q  CHL
ou ..C H L (
2H  L
HLI
2H  L
)
.I
1/ 2
Lorsqu’il s’agit d’un fleuve plus large que profond, un km de large par
exemple pour 10 m de profondeur, on peut utiliser la formule approchée :
Q  AH
3/2
où A est une constante tenant compte de la rugosité, de la largeur et de la
pente.
Capture et déversement
Dans tout bassin fluvial, rien n’est fixe en dehors du niveau de base ; les points
s’abaissent par érosion ou s’élèvent par remblaiement. Le tracé des cours d’eau
n’est pas d’avantage fixe : les méandres le modifient dans le détail et dans ce cas
il peut se produire des changements de tracé à grande échelle quand un cours
d’eau en capture un autre.
Une capture est un phénomène par lequel la partie amont d’un fleuve ou d’un
cours d’eau devient l’affluent d’un autre, le plus souvent par érosion régressive
de ce dernier, parfois par exhaussement du lit et déversement du premier dans le
second. L’endroit où la capture s’est produite est généralement marqué par un
brusque changement d’orientation du talweg appelé coude de capture.
Un coude n’est pas forcément un indice sûr de capture ; il peut être dû par
exemple à une adaptation à la structure. Par ailleurs, toute capture ne se traduit
pas par un coude ; si le cours d’eau tronçonné décrivait un coude avant la
capture celle-ci peut créer un tracé plus rectiligne que le tracé antérieur.
On distingue : une capture par recul de tête et une capture par déversement.
-Une capture par recul de tête se fait par érosion régressive (Fig.60).
On distingue ainsi un cours d’eau bénéficiaire, un cours d’eau conquérant (ou
de soutirage), un cours d’eau tronçonné
- Une capture par déversement est réalisée par exhaussement du lit (Fig.61).
111
Fig. 60 : Capture par rupture de tête
Fig.61 : Déversement
112
BIBLIOGRAPHIE
Beauchamp J. 2005. Cours de sédimentologie
Derruau M. 1974. Précis de géomorphologie. 6ème édition
Guillaume S., Guillaume A. 1971. Géologie. Les cours de la Sorbone.
Université Paris VI . CDU SEDES, 163p
Yacé I. 2002. Initiation à la géologie. Edition CEDA, 166p.
Boulvain F. 2013. Une introduction aux processus sédimentaires, Université,
Faculté des Sciences département de Géologie.