Répartition principaux ensembles oro-hydrographiques
La géomorphologie : la science du relief
Note importante : le contenu de cette page consacrée aux processus façonnant le relief terrestre est largement inspiré du cours de sédimentologie de F. Boulvain du département de géologie, Faculté des Sciences de l'Université de Liège (ULG). Vous pouvez retrouver l'intégralité de ses notes en cliquant sur le lien suivant : http://www2.ulg.ac.be/geolsed/processus/processus.htm
Processus et facteurs de la formation des reliefs
Les processus intervenant dans la formation des reliefs de l'écorce terrestre sont nombreux et complexes. Cependant, nous pouvons distinguer deux grands types de processus :
1) les soulèvements du relief causés par la tectonique et le volcanisme qui créent les reliefs accidentées (ex : montagnes) ainsi que les mouvements de subsidence qui créent des effondrements et des décrochements du relief (ex : graben du Rhin, Rift africain). 2) les altérations du relief que l'on nomme "érosion" et qui ont pour effet de faire évoluer le relief vers une "absence" de relief. Ces altérations sont la conséquence d'éléments climatiques : le vent (houle, érosion éolienne), la pluie (érosion fluviatile, glaciaire), l'alternance gel-dégel (érosion gélive); biologiques : la formation des sols, l'altération pas les racines des plantes; l'altération chimique : le karst (ex : formation des grottes). Le tout formant des sédiments qui sont transportés vers les points bas (bassins sédiementaires) par l'action de la gravitation. |
Les facteurs de l'altération du relief
L'érosion éolienne
L'érosion éolienne résulte de la projection par le vent de grains solides sur la roche. Il existe trois modes différents d'entraînement des particules par le vent : la saltation, la reptation en surface et la suspension.
- La saltation:
Le mouvement initial des particules du sol est une série de sauts. Le diamètre des particules en saltation est compris entre 0,5 et 1,1 mm. Après avoir sauté, les particules retombent sous l'action de la pesanteur. La partie descendante de la trajectoire est très inclinée vers le sol et pratiquement rectiligne. Peu de particules atteignent une altitude supérieure à 1 m et environ 90 % d'entre elles font des sauts inférieurs à 30 cm. L'amplitude horizontale d'un saut est généralement comprise entre 0,5 et 1 m.
Le phénomène de saltation est indispensable pour amorcer l'érosion éolienne. Il est la cause de deux autres modes de transport des éléments du sol par le vent: la reptation en surface et la suspension dans l'air.
- La reptation en surface
Les particules de plus grande dimension roulent ou glissent à la surface du sol. Trop lourdes pour être soulevées, leur mouvement est déclenché par l'impact des particules en saltation plutôt que par l'action du vent. Les particules qui se meuvent ainsi ont des diamètres compris entre 0,5 et 2 mm suivant leur densité et la vitesse du vent.
- La suspension
D'une façon générale les fines poussières ne peuvent être emportées que si elles ont été projetées dans l'air par l'impact des grains plus gros. Une fois parvenues dans la couche turbulente elles peuvent être soulevées à de grandes hauteurs par les courants d'air ascendants et former des nuages de poussière atteignant fréquemment des altitudes de 3 à 4.000 mètres. Même si leur aspect peut être impressionnant, le mécanisme essentiel de l'érosion éolienne demeure la saltation car sans elle de tels nuages ne pourraient se produire.
- La saltation:
Le mouvement initial des particules du sol est une série de sauts. Le diamètre des particules en saltation est compris entre 0,5 et 1,1 mm. Après avoir sauté, les particules retombent sous l'action de la pesanteur. La partie descendante de la trajectoire est très inclinée vers le sol et pratiquement rectiligne. Peu de particules atteignent une altitude supérieure à 1 m et environ 90 % d'entre elles font des sauts inférieurs à 30 cm. L'amplitude horizontale d'un saut est généralement comprise entre 0,5 et 1 m.
Le phénomène de saltation est indispensable pour amorcer l'érosion éolienne. Il est la cause de deux autres modes de transport des éléments du sol par le vent: la reptation en surface et la suspension dans l'air.
- La reptation en surface
Les particules de plus grande dimension roulent ou glissent à la surface du sol. Trop lourdes pour être soulevées, leur mouvement est déclenché par l'impact des particules en saltation plutôt que par l'action du vent. Les particules qui se meuvent ainsi ont des diamètres compris entre 0,5 et 2 mm suivant leur densité et la vitesse du vent.
- La suspension
D'une façon générale les fines poussières ne peuvent être emportées que si elles ont été projetées dans l'air par l'impact des grains plus gros. Une fois parvenues dans la couche turbulente elles peuvent être soulevées à de grandes hauteurs par les courants d'air ascendants et former des nuages de poussière atteignant fréquemment des altitudes de 3 à 4.000 mètres. Même si leur aspect peut être impressionnant, le mécanisme essentiel de l'érosion éolienne demeure la saltation car sans elle de tels nuages ne pourraient se produire.
Ruissellement et érosion fluviatile (d'après Frédéric Boulvain, ULG 2007)
Le ruissellement est un processus qui se déclenche lorsque les précipitations sont supérieures à la capacité d'infiltration de l'eau dans le sol. C'est le cas général des terrains imperméables, où, après une forte pluie, les eaux empruntent les fissures du sol, les élargissent progressivement en chenaux parallèles. En même temps, les têtes des chenaux reculent vers l'amont (érosion régressive). Ce processus est responsable de la formation des "bad lands".
Cette érosion par ruissellement peut donner naissance à des formes particulières dans certains cas. Par exemple, dans les moraines laissées par les anciens glaciers, la présence de blocs très lourds provoque le tassement des dépôts sur lesquels ils reposent et le rendent plus compact. Ces dépôts plus compacts sont alors plus résistants au ruissellement. C'est ainsi que naissent les cheminées de fées ou demoiselles coiffées.
Cette érosion par ruissellement peut donner naissance à des formes particulières dans certains cas. Par exemple, dans les moraines laissées par les anciens glaciers, la présence de blocs très lourds provoque le tassement des dépôts sur lesquels ils reposent et le rendent plus compact. Ces dépôts plus compacts sont alors plus résistants au ruissellement. C'est ainsi que naissent les cheminées de fées ou demoiselles coiffées.
Tout écoulement d'eau possède une certaine énergie. Cette énergie dépend du débit et de la vitesse des écoulements. La vitesse est elle-même fonction de la pente du lit. Une grande partie de l'énergie des cours d'eau est utilisée par le transport du sable et des galets,... Le surplus de l'énergie est disponible pour éroder. On comprend donc que si l'énergie n'est pas suffisante pour le transport des sédiments, le cours d'eau non seulement ne peut éroder, mais dépose une partie de ses sédiments (la sédimentation).
Lorsque les cours d'eau érodent, ils creusent des vallées (érosion verticale) qui possèdent un profil caractéristique en "V".
Lorsque les cours d'eau érodent, ils creusent des vallées (érosion verticale) qui possèdent un profil caractéristique en "V".
- le creusement se fait en remontant à partir du niveau de base (érosion régressive);
- Le niveau de base correspond au niveau de la mer dans le cas des fleuves. Dans le cas des rivières, il correspond à la confluence avec une rivière plus grande;
- l'équilibre vers lequel tend le profil longitudinal du cours d'eau se fait par creusement des sections à pente trop prononcée et remblaiement des sections à pente trop faible ;
- le profil d'équilibre est concave, tangent vers le bas au niveau de base. Lorsque cette situation est atteinte, l'érosion s'arrête; une chute du niveau de base amène une reprise d'érosion; une remontée du niveau de base provoque un alluvionnement (dépôt de sédiments).
Lorsque les cours d'eau atteignent un profil d'équilibre, ils n'érodent presque plus verticalement (ils ne s'enfoncent plus). Par contre, il se produit alors une érosion latérale, conduisant à la formation de méandres et d'une plaine alluviale.
L'érosion latérale est fortement contrôlée par la résistance des roches à l'érosion, la largeur de la plaine alluviale est généralement réduite dans les roches dures. Le mécanisme de l'érosion latérale est lié principalement au développement des méandres.
Une fois formés, les méandres ont tendance à se déplacer vers l'extérieur et vers l'aval du cours d'eau par érosion sur la rive concave (où la vitesse du courant est la plus forte) et par dépôt sédimentation sur la rive convexe (où la vitesse est la plus faible)
L'érosion latérale est fortement contrôlée par la résistance des roches à l'érosion, la largeur de la plaine alluviale est généralement réduite dans les roches dures. Le mécanisme de l'érosion latérale est lié principalement au développement des méandres.
Une fois formés, les méandres ont tendance à se déplacer vers l'extérieur et vers l'aval du cours d'eau par érosion sur la rive concave (où la vitesse du courant est la plus forte) et par dépôt sédimentation sur la rive convexe (où la vitesse est la plus faible)
L'érosion chimique, le karst
Lorsque l'eau acidifiée rencontre les roches calcaires, ces dernières se dissolvent comme un cachet d'aspirine dans un verre d'eau.
Les formes d'érosion qui résultent de la dissolution de roches (surtout calcaires mais pas uniquement) par les eaux douces sont très particulières : elles reçoivent le nom de morphologie karstique emprunté à une région calcaire de Croatie.
Les différents éléments d'un paysage karstique sont schématisés sur le bloc diagramme suivant (source : F. Boulvain).
Les formes d'érosion qui résultent de la dissolution de roches (surtout calcaires mais pas uniquement) par les eaux douces sont très particulières : elles reçoivent le nom de morphologie karstique emprunté à une région calcaire de Croatie.
Les différents éléments d'un paysage karstique sont schématisés sur le bloc diagramme suivant (source : F. Boulvain).
La grande majorité des forme karstiques visibles à la surface du sol (dolines, canyon, avens,...) résultent de l'effondrement du toit de galeries et de salles proches de la surface. Les formes caractéristiques sont les dolines, dépressions circulaires où s'infiltrent les eaux de surface, les ouvalas, résultant de la coalescence de plusieurs dolines, les poljés, plaines karstiques où s'observent des reliefs résiduels ou mogotes en zone tropicale. Les reculées sont des échancrures dans un plateau calcaire débouchant sur un cirque au fond duquel s'observe en général une résurgence et les vallées sèches sont des vallées abandonnées suite à l'infiltration souterraine d'une rivière par une perte.
L'érosion glaciaire
L'érosion glaciaire se manifeste surtout lorsque la température à la base du glacier est suffisamment élevée pour qu'un film d'eau se forme au contact de la roche. Ce film favorise ainsi le glissement du glacier et l'incorporation de débris dans la glace qui sont charriés par le glacier et qui impriment les traces de leur passage sur la roche en place. Notons que les glaciers à base froide ne se déplace que par déformation plastique et non par glissement, ce qui minimise l'érosion.
Les formes remarquables de l'érosion glaciaire sont visibles à deux échelles: à petite échelle, on observe des vallées caractéristiques, dites "en U" ou "en auges" dont la section transversale en auge avec des parois verticales s'oppose à la forme "en V" des vallées fluviatiles. Cette forme caractéristique s'explique par une érosion latérale plus importante que l'érosion verticale. Lorsque deux ou plusieurs glaciations se sont succédées, on obtient même des auges emboîtées. Le profil longitudinal des vallées glaciaires est lui aussi caractéristique, avec des tronçons à faible pente, correspondant à des élargissements et des tronçons à forte pente couplés avec des rétrécissements ou verrous. On peut même observer des contrepentes en amont des verrous. En amont des vallées glaciaires s'observent les cirques glaciaires.
Les formes remarquables de l'érosion glaciaire sont visibles à deux échelles: à petite échelle, on observe des vallées caractéristiques, dites "en U" ou "en auges" dont la section transversale en auge avec des parois verticales s'oppose à la forme "en V" des vallées fluviatiles. Cette forme caractéristique s'explique par une érosion latérale plus importante que l'érosion verticale. Lorsque deux ou plusieurs glaciations se sont succédées, on obtient même des auges emboîtées. Le profil longitudinal des vallées glaciaires est lui aussi caractéristique, avec des tronçons à faible pente, correspondant à des élargissements et des tronçons à forte pente couplés avec des rétrécissements ou verrous. On peut même observer des contrepentes en amont des verrous. En amont des vallées glaciaires s'observent les cirques glaciaires.
L'érosion marine des littoraux
Les littoraux marins sont très sensibles à l'action des vagues. Les vagues se forment sous l'effet du souffle du vent qui provoque l'oscillation de la surface du plan d'eau pour générer la houle.
La houle est donc une oscillation régulière de la surface de la mer, produite au large par l'action du vent. Elle se déplace sur de très longues distances (plusieurs milliers de km) jusqu'à atteindre les côtes. Les tsunamis sont des oscillations générées non pas par le vent mais par des tremblements de terre ou des glissements de terrain sous-marin.
Les principaux agents de l'érosion marine sont donc les vagues qui forment la houle.
L'action des vagues qui déferlent sur la côte génère :
La houle est donc une oscillation régulière de la surface de la mer, produite au large par l'action du vent. Elle se déplace sur de très longues distances (plusieurs milliers de km) jusqu'à atteindre les côtes. Les tsunamis sont des oscillations générées non pas par le vent mais par des tremblements de terre ou des glissements de terrain sous-marin.
Les principaux agents de l'érosion marine sont donc les vagues qui forment la houle.
L'action des vagues qui déferlent sur la côte génère :
- un mitraillage par le sable et le gravier transportés;
- une pression de l'eau contre les parois (elle peut atteindre 30 tonnes/m2);
- une succion lorsque les vagues se retirent (déplacement de blocs de plusieurs milliers de tonnes);
- des vibrations par suite de chocs successifs (phénomènes de résonance).
La principale forme d'érosion littorale est la falaise. On distingue les falaises vives, encore battues par la mer et les falaises mortes, séparées de la mer par une zone de dépôt (plage). Les falaises se forment par sapement à la base et éboulements par pans.
L'action des vagues ne se limite pas au grignotage des falaises. L'érosion provoquée par la houle a pour effet de tendre à faire disparaitre toutes les formes de terre qui s'aventurent un petit peu trop dans la mer. Ce phénomène d'érosion des caps est lié au fait que la houle est une onde et donc qu'elle se comporte naturellement comme une onde lorsqu'elle rencontre un obstacle. La houle subit des déformation de diffraction, réfraction et de réflexion. Ces déformations de l'onde de houle provoque la concentration des vagues autour des obstacles tels que les caps et au contraire provoque la diffraction de l'onde dans les baies. Le résultat de ce comportement ondulatoire de la houle est que la houle érode ce qui dépasse (les traits de côte convexe) et remplit de sédiments les traits de côte concaves.
Le transport de sédiments
Les roches altérées et érodées génèrent des fragments de roches plus ou moins importants en taille. Ces fragments portent le nom de charge lorsqu'ils sont mis en mouvement. Notons qu'ils ne sont en réalité appelés sédiments que lorsqu'ils se retrouvent immobilisés sous la forme d'un dépôt sédimentaire. Cependant, nous accepterons d'utiliser le terme "sédiments" même lorsque ceux-ci sont en phase de transport.
Le transport des sédiments est opéré par trois types de processus:
1. les glissements en masse par gravité en l'absence de fluides (avalanches de débris, glissements de terrain;
2. les écoulements gravitaires en présence de fluides ("debris flows", "grain flows", coulées de boue);
3. les écoulements d'eau, d'air ou de glace.
Les glissements en masse correspondent au déplacement de matériel le long d'une surface de rupture.
Les écroulements ou avalanches de roches affectent des versants rocheux raides. L'instabilité peut être provoquée par la décompression, par une modification de la pente (érosion, sape par la mer, travaux de génie civil) ou encore par un changement des propriétés mécaniques (saturation en eau, fonte du permafrost ). Ces phénomènes déplacent des masses considérables de sols et débris rocheux sur des distances courtes (de l'ordre du km). Leur impact est important, car ils mettent les matériaux à la disposition des cours d'eau qui peuvent prendre le relai du processus de transport. La vitesse de déplacement engendrée par ces processus peuvent atteindre 150 km/h.
Le transport des sédiments est opéré par trois types de processus:
1. les glissements en masse par gravité en l'absence de fluides (avalanches de débris, glissements de terrain;
2. les écoulements gravitaires en présence de fluides ("debris flows", "grain flows", coulées de boue);
3. les écoulements d'eau, d'air ou de glace.
Les glissements en masse correspondent au déplacement de matériel le long d'une surface de rupture.
Les écroulements ou avalanches de roches affectent des versants rocheux raides. L'instabilité peut être provoquée par la décompression, par une modification de la pente (érosion, sape par la mer, travaux de génie civil) ou encore par un changement des propriétés mécaniques (saturation en eau, fonte du permafrost ). Ces phénomènes déplacent des masses considérables de sols et débris rocheux sur des distances courtes (de l'ordre du km). Leur impact est important, car ils mettent les matériaux à la disposition des cours d'eau qui peuvent prendre le relai du processus de transport. La vitesse de déplacement engendrée par ces processus peuvent atteindre 150 km/h.
Dans ces phénomènes d'écoulements gravitaires les particules sédimentaires sont en suspension dans un fluide, mais leur mouvement est dû à la gravité et non au déplacement du fluide lui-même (à la différence d'un écoulement liquide). Le processus le plus connu est la coulée de boue.
Dans les écoulement fluides (cours d'eau, glaciers, vents, courants marins) la capacité qu'a le fluide pour mobiliser et transporter des sédiments dépend de nombreux facteurs dont les principaux sont sa masse volumique, sa viscosité et sa vitesse. Pour mémoire, la masse volumique de l'eau de mer est d'environ 1,03 g/cm3, celle de l'eau douce de 1 g/cm3, celle de la glace de 0,9 g/cm3. Par contre, la masse volumique de l'air est très faible, de l'ordre de 0,001 g/cm3. En ce qui concerne la viscosité, celle de l'air est très faible, celle de la glace est élevée et celle de l'eau est intermédiaire. Les principales différences entre sédiments éoliens (sable fin et silt), glaciaires (galets, sable, boue) et alluviaux sont la conséquence de ces masses volumiques et viscosités distinctes.
Plusieurs modes de transport ont été observés : il s'agit du roulement et de la traction le long du fond ou du substrat, de la saltation (transport par bonds, suite à des chocs successifs) et du transport en suspension. Les particules en mouvement par roulement, traction et saltation constituent la charge de fond ("bedload"), généralement formée de galets et de sable. La charge en suspension est surtout constituée d'argile et de silt (ceci étant vrai à la fois pour les écoulements d'air et d'eau).
La granulométrie des particules sédimentaires a une influence majeure sur leur transport. Ces relations sont synthétisées par le diagramme de Hjulström (voir graphique ci-dessous). Ce graphe (essentiellement basé sur des expériences en laboratoire) montre la vitesse minimale d'un courant nécessaire pour mobiliser, transporter et déposer des grains de quartz de granulométrie variable.
Plusieurs modes de transport ont été observés : il s'agit du roulement et de la traction le long du fond ou du substrat, de la saltation (transport par bonds, suite à des chocs successifs) et du transport en suspension. Les particules en mouvement par roulement, traction et saltation constituent la charge de fond ("bedload"), généralement formée de galets et de sable. La charge en suspension est surtout constituée d'argile et de silt (ceci étant vrai à la fois pour les écoulements d'air et d'eau).
La granulométrie des particules sédimentaires a une influence majeure sur leur transport. Ces relations sont synthétisées par le diagramme de Hjulström (voir graphique ci-dessous). Ce graphe (essentiellement basé sur des expériences en laboratoire) montre la vitesse minimale d'un courant nécessaire pour mobiliser, transporter et déposer des grains de quartz de granulométrie variable.
Parmi les écoulements fluides, la houle provoque le transport du sable provenant d'une alimentation fluviatile ou de l'érosion du littoral et tend à emporter les sédiments vers "l'aval" par rapport au mouvement de la houle. La houle arrivant vers la côte avec un angle d'incidence inférieur à 90° pousse les sédiments sur la côte avec une trajectoire oblique. Lorsque la vague se retire, celle-ci se retire perpendiculairement au trait de côte (sens de la pente la plus forte) et emporte les sédiments avec elle. Ces sédiments sont à nouveau mobilisés par la vague suivante qui les repousse à nouveau avec une trajectoire oblique sur la côte, et ainsi de suite. Le mouvement résultant est un déplacement vers "l'aval" des dépôts. Ce mouvement porte le nom de dérive littorale. Cette dérive littorale donne par exemple des formes particulières telles que les flèches littorales.
Les dépôts, la sédimentation
Le dépôt des sédiments a lieu lorsque la vitesse de l'agent de transport diminue ou lorsque cet agent de transport disparaît (exemple : fonte de la glace, assèchement d'une rivière,...).
Envisageons les cas de dépôts les plus remarquables.
Les dépôts glaciaires :
Les moraines sont des formes d'accumulation laissées par les glaciers, lors de leur retrait ou de leur fonte totale. Contrairement aux formes d'érosion, elles s'observent surtout dans la partie aval du glacier.
Envisageons les cas de dépôts les plus remarquables.
Les dépôts glaciaires :
Les moraines sont des formes d'accumulation laissées par les glaciers, lors de leur retrait ou de leur fonte totale. Contrairement aux formes d'érosion, elles s'observent surtout dans la partie aval du glacier.
Les dépôts éoliens :
Les dépôts éoliens se produisent à la suite du transport des grains de roches lorsque le vent n'est plus capable de transporter ces grains. Plus les grains sont petits plus le vent les transporte aisément.
Les formes de dépôts éoliens les plus connues sont les dunes de sables. Cependant, des couches de sédiments très fins (loess) ont recouvert une grande partie de la Belgique sous plusieurs mètres de dépôts lors de la dernière période glaciaire.
Les dépôts éoliens se produisent à la suite du transport des grains de roches lorsque le vent n'est plus capable de transporter ces grains. Plus les grains sont petits plus le vent les transporte aisément.
Les formes de dépôts éoliens les plus connues sont les dunes de sables. Cependant, des couches de sédiments très fins (loess) ont recouvert une grande partie de la Belgique sous plusieurs mètres de dépôts lors de la dernière période glaciaire.
Les dépôts fluviatiles :
Les dépôts fluviatiles se forment dans les zones de faible courant, par exemple à l'intérieur des méandres en rive convexe. C'est dépôts forment des plage de galets, de graviers et de sable. Ce type de dépôt porte le nom de "point bar".
La seconde forme de dépôts fluviatiles très connue est le delta qui se forme à l'embouche de certains cours d'eau avec le niveau de base (fleuve, lac, mer).
Les dépôts fluviatiles se forment dans les zones de faible courant, par exemple à l'intérieur des méandres en rive convexe. C'est dépôts forment des plage de galets, de graviers et de sable. Ce type de dépôt porte le nom de "point bar".
La seconde forme de dépôts fluviatiles très connue est le delta qui se forme à l'embouche de certains cours d'eau avec le niveau de base (fleuve, lac, mer).
Les dépôts marin :
La sédimentation littorale la plus connue est la plage de sable. Cependant il est important de s'attarder également sur d'autres formes littorales remarques telles que par exemples les flèches littorales, les plages de fond de baie, les bancs de sables et les tombolos.
La sédimentation littorale la plus connue est la plage de sable. Cependant il est important de s'attarder également sur d'autres formes littorales remarques telles que par exemples les flèches littorales, les plages de fond de baie, les bancs de sables et les tombolos.
En arrivant sur un obstacle émergent de l'eau à l'approche de la côte, la houle se déforme en s'enroulant autour de l'obstacle. Lorsque la houle se "referme" sur elle-même à l'arrière de l'obstacle, les courants opposé s'annulent et une zone de calme se forme. Le sable mis en mouvement par la houle se dépose alors à l'arrière du l'obstacle pour former un tombolo.
Quelques vidéos pour illustrer ce que nous venons de voir :
Histoire de la compréhension et des théories de la formation des reliefs (à titre informatif)
histoire_de_la_geomorphologie.pdf | |
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