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Environnements et processus sédimentaires

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Environnements et processus sédimentaires

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1. L'OCEAN

1.1. Physiographie

L'océan occupe 72% de la surface de la Terre, soit à peu près 360 106 km2 pour un volume de l'ordre de 1320 106 km3. L'altitude moyenne des continents est de +840 m, tandis que la profondeur moyenne des océans est de -3800 m. La topographie des océans montre l'existence de grands ensembles morpho-structuraux: la plate-forme continentale et son talus, constituant la marge continentale, le bassin océanique, les dorsales et les monts sous-marins (Fig. VII.1).

Fig. VII.1: physiographie des océans le long d'un transect schématique E-W.

Ces ensembles morpho-structuraux sont le reflet de la structure tectonique de la croûte terrestre, dont différents éléments sont schématisés à la Fig. VII.2.

Fig. VII.2: la tectonique des plaques et ses éléments essentiels.

1.1.1. Marges

On distingue les marges passives, résultant de l'ouverture d'un océan et les marges actives où se produit la subduction.

Les marges passives comprennent le plateau continental qui descend en pente très douce (0,2°) jusqu'à des profondeurs de l'ordre de 200 m et après une nette rupture de pente, le talus continental qui descend jusqu'à près de 4000 m avec une pente de l'ordre de 4 à 5°. Ce talus est entaillé par des canyons sous-marins, prolongement des fleuves actuels. Au pied du talus, la pente s'adoucit: c'est le glacis qui descend avec une pente douce jusqu'à 5000 m. Les canyons s'y terminent par des deltas profonds (deep sea fans) qui résultent de l'accumulation de sédiments apportés par des écoulements gravitaires.

Les marges actives sont caractérisées par une activité sismique liée à la subduction (Fig. VII.2). Généralement, le plateau continental et le glacis sont absents et le talus continental s'étend du littoral jusqu'à des profondeur atteignant 10.000 m (fosse océanique).

1.1.2. Bassin océanique

On parle aussi de plaines abyssales. Leur profondeur moyenne est de l'ordre de 5000 m et leur morphologie est en général peu accidentée, hormis la présence des dorsales océaniques, des monts sous-marins et des plateaux. Les plateaux et monts sous-marins sont des reliefs volcaniques mis en place par des points chauds; certains de ces monts montrent un sommet tronqué et sont appelés guyot. Les dorsales ou rides sont des reliefs très importants, dont la longueur cumulée atteint 70.000 km et la largeur près de 3000 km; leur sommet culmine vers -2500 m. Leur rôle dans l'expansion des fonds océaniques est évoqué dans le chapitre "Tectonique des plaques" (historique); elles sont souvent caractérisées au niveau de leur axe par un rift large de 10 à 50 km et profond de 2 km. Les dorsales sont régulièrement interrompues par des zones de fracture, parfois très profondes, correspondant aux failles transformantes (Fig. VII.2).

1.2. Les mouvements dans l'océan

On distingue les mouvements de type périodique (vagues, marées) des mouvements non périodiques (courants).

1.2.1. Houle et vagues

La houle est 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 des zones où les conditions atmosphériques sont différentes de celles qui l'ont générée; la longueur d'onde de la houle reflète la distance parcourue. Les vagues sont des oscillations formées sur place par un vent local. Les tsunamis sont des oscillations générées par des tremblements de terre ou des glissements de terrain. Leur longueur d'onde peut atteindre 150 km.

Le mouvement de l'eau soumis à la houle ou à des vagues est purement circulaire au large, mais il s'accompagne d'une translation lorsque la vague commence à déferler (Fig. VII.3).

Figure VII. 3: trajectoires des particules sédimentaires dans une vague en fonction de la profondeur. En eaux profondes, le mouvement est quasi-circulaire et le diamètre de l'orbite correspond à la hauteur de la vague; ce diamètre diminue de façon exponentielle avec la profondeur et devient négligeable à une profondeur égale à la moitié de la longueur d'onde de la vague (L/2). Dans les eaux peu profondes (profondeur <L/2), les orbites des particules s'applatissent avec la profondeur. Enfin, lorsque la vague déferle, le mouvement devient une translation vers le rivage.

L'agitation due aux vagues diminue rapidement avec la profondeur et on distingue généralement une "zone d'action des vagues de beau temps" ("fair-weather wave zone"), entre 5 et 25 mètres de profondeur et une "zone d'action des vagues de tempête" ("storm wave zone"), atteignant 50 à 100 m.

1.2.2. Les marées (voir aussi: http://www.ifremer.fr/lpo/cours/maree/forces.html)

Ce sont également des mouvements oscillatoires, de très grande longueur d'onde, qui résultent de l'attraction lunaire et solaire (cette dernière étant 2,25 fois plus faible que celle de la lune). L'eau des océans forme deux bourrelets, l'un situé sur la face de la Terre tournée vers la lune et l'autre à l'opposé (Fig. VII.4A). La rotation de la Terre provoque le déplacement continuel des bourrelets et le cycle des marées est donc en principe semi-diurne (deux marées par jour, comme dans la Mer du Nord). Il peut aussi être diurne (une marée haute et une marée basse par jour: Océan Antarctique) ou encore mixte (succession irrégulière des marées). Ceci s'explique par le fait que l'orbite de la lune n'étant généralement pas dans le plan équatorial de la Terre, les deux bourrelets de marée ne sont pas symétriques (Fig. VII.4B). En particulier, vers les hautes latitudes, la petite pleine mer tend à s'annuler.

Notons encore qu'un décalage progressif des marées, de 52 minutes par jour, est observé car la lune bouge également et effectue une révolution complète autour de la Terre en 29 jours.

L'amplitude des marées dépend de la position relative de la lune et du soleil: on distingue les marées de vives eaux lorsque la lune et le soleil sont en conjonction ou en opposition (pleine lune et nouvelle lune) et les marées de mortes eaux lorsqu'ils sont en quadrature (demi-lune) (Fig. VII.4A). Ceci génére un cycle semi-mensuel qui s'ajoute au cycle semi-diurne des marées (Fig. VII.5). De plus, l'amplitude maximale des marées de vives eaux est atteinte aux équinoxes (grandes marées), lorsque la déclinaison du soleil est nulle. Ce phénomène produit un troisième rythme, de type semi-annuel. Comme nous l'avons vu, tous ces rythmes peuvent être enregistrés par les sédiments littoraux...

 

Figure VII.4: A: mécanisme des marées; a: le bourrelet de marée est formé par l'attraction conjointe de la lune (en gris) et du soleil (en jaune): il s'agit de marées de vives eaux; b: la force d'attraction du soleil atténue celle de la lune: ce sont des marées de mortes eaux; B: origine des alternances de petites marées hautes et de grandes marées hautes lorsque l'orbite de la lune fait un angle avec l'équateur terrestre. Ce mécanisme est également à l'origine des marées diurnes; C: formation des bourrelets de marée; la force centrifuge prise en compte s'exerce par rapport au centre de masse "cm" du système terre-lune.

Figure VII.5: Marégramme enregistré à Hilo Bay, Hawaii, à partir du 1 février 2000. On observe très nettement la superposition du cycle semi-diurne et du cycle semi-mensuel, les marées les plus grandes correspondant à la pleine lune et à la nouvelle lune. Noter l'alternance des petites pleines mers et des grandes pleines mers, de même pour les basses mers.

La différence de niveau de la mer entre la haute et la basse mer s'appelle le marnage. Le marnage est également influencé par des paramètres locaux (géométrie des côtes et du bassin océanique) et varie de quelques cm à 18,5 m dans la baie de Fundy au Canada (14 m dans la baie du Mont St-Michel). Lorsque le marnage est inférieur à 2 m, le régime est dit microtidal; entre 2 et 4 m, il s'agit d'un régime mésotidal et lorsqu'il est supérieur à 4 m, il est macrotidal. D'une manière générale, le marnage est faible dans les océans et s'amplifie vers la côte où la profondeur diminue: l'onde tidale prend de la hauteur quand elle se rapproche des côtes, surtout dans les golfes et estuaires (Fig. VII.6).

Figure VII.6: évolution latérale du marnage (en bleu) et décalage temporel de la marée (en rouge) entre l'Atlantique et la Manche. Noter l'augmentation importante du marnage dans les baies.

La montée (flux) et la baisse (reflux) de la mer déterminent des courants appelés respectivement flot et jusant, capables d'éroder ou d'accumuler des sédiments. La vitesse de ces courants est fonction du marnage et de la surface de la zone inondée. Ceci implique que les courants les plus rapides correspondent aux marées de vives eaux et/ou aux vastes zones tidales à faible déclivité. En théorie, la durée et la vitesse des courants de jusant et de flot sont identiques et le transport sédimentaire devrait être nul. En fait, l'interaction des courants avec la topographie provoque des différences dans la distribution des vitesses, de sorte que des sédiments peuvent être transportés dans la direction des courants dominants.

1.2.3. Zonation bathymétrique de la plate-forme continentale

Vagues et marées déterminent largement les apports et transferts de sédiments dans les zones les moins profondes de la plate-forme continentale et contrôlent ainsi sa morphologie. Les sédimentologues utilisent donc une zonation basée sur les limites d'influence des différents processus. En complétant ce schéma avec les types de sédiments observés, on obtient un modèle ou profil de dépôt, orienté perpendiculairement à la côte et partant de la limite des hautes mers de vives eaux pour aboutir sous la ZAVT (Fig.VII.7). On distingue ainsi l'arrière-plage (backshore) ou encore la zone supratidale, au-dessus du niveau moyen de la marée haute, l'estran (shore) ou zone intertidale, correspondant à la zone de balancement des marées, l'avant-plage (fore-shore) ou zone infratidale, en-dessous du niveau des basses mers. La frontière entre l'avant-plage et le large (offshore) est définie par la limite d'action des vagues de beau temps.

Figure VII.7: zonation bathymétrique de la plate-forme continentale.

1.2.4. Les courants marins

Dans l'océan, les courants peuvent être la conséquence de plusieurs mécanismes: l'action des vents et des marées et les différences de densité (dues à des différences de température et/ou de salinité). Nous allons envisager successivement ces différents courants.

Les courants liés aux marées ont, comme nous l'avons vu, un caractère périodique. Leur sens s'inverse régulièrement. Ils sont particulièrement sensibles lorsque la profondeur et la déclivité du fond marin sont faibles et le marnage important.

La compréhension des caractères des courants superficiels générés par les vents nécessite un bref retour aux modèles de circulation atmosphérique (Fig. VII.8).

Les vents sont générés par des déséquilibres thermiques régionaux, entre la zone équatoriale chaude et les zones polaires froides. Un système convectif de redistribution de la chaleur en résulte. Sans la rotation de la Terre, la circulation atmosphérique serait une cellule de convection simple avec des vents soufflant des pôles vers l'équateur, suite à la montée des masses d'air chaudes et légères au niveau de l'équateur et la descente de l'air refroidi au niveau des pôles. Les forces de Coriolis, générées par la rotation de la Terre (différences de vitesses linéaires selon le parallèle), compliquent le modèle de circulation en fragmentant les cellules de convection et en leur donnant une composante latérale. Cette composante est d'autant plus importante que l'on se rapproche des pôles (la force de Coriolis est nulle à l'équateur et maximale aux pôles), créant des cellules cycloniques et anticycloniques dès les latitudes moyennes.

Figure VII.8: Modèle de circulation atmosphérique. Dans la région équatoriale, l'air chaud s'élève, générant une zone de basse pression permanente. Cet air se refroidit en altitude et retombe de part et d'autre de l'équateur au niveau des zones tropicales, créant ainsi une zone de hautes pressions ou anticyclones (H). Au niveau du sol, la montée de l'air chaud provoque une aspiration qui donne naissance à des vents réguliers, les alizés, déviés vers l'W par la force de Coriolis. Aux pôles, c'est le refroidissement des masses d'air en altitude qui génère la convection. Aux latitudes moyennes, existe une cellule de convection intermédiaire complexe, génératrice de basses pressions ou cyclones (L), séparée de la cellule polaire par une zone de fort gradient thermique: le front polaire. Ce modèle est à comparer avec la carte des courants océaniques de surface (Fig. VII.10).

Les courants marins superficiels générés par les vents sont également déviés. En effet, si l'on assimile l'océan à une succession infinie de couches d'eau , la plus superficielle est soumise à son sommet à la friction avec le vent et à sa base à la friction avec le niveau sous-jacent. La contrainte créée par le vent se transmet donc de proche en proche et la vitesse du courant décroît exponentiellement dans chaque niveau. L'équilibre entre la force de Coriolis et le vent aboutit à un courant faisant un angle de 45° avec la direction du vent (vers la droite dans l'hémisphère nord, vers la gauche dans l'hémisphère sud). Cet angle augmente avec la profondeur et les vecteurs courant se disposent suivant une spirale dite spirale d'Ekman (Fig. VII.9)

Figure VII.9: A: déviation des courants superficiels par la force de Coriolis; B: spirale d'Ekman.

Si l'on compare le modèle de circulation atmosphérique (Fig. VII.8) et la carte des courants océaniques superficiels (Fig. VII.10), on constate que l'existence des alizés et des vents d'ouest induit notamment dans l'océan une cellule de circulation E=>W (branche équatoriale) et W=>E (branche subpolaire, correspondant dans l'Atlantique nord au Gulf Stream). Les branches subpolaires et équatoriales de ces courants se relient par des courants méridiens N-S, grossièrement parallèles aux bordures continentales, responsables d'importants transferts de chaleur dans l'océan. Les volumes d'eau impliqués dans ces courants sont importants: le Gulf Stream possède une vitesse moyenne de 1,5 m/s et un débit de 55.106 m3/s.

Figure VII.10: courants de surface dans l'océan.

A côté de cette circulation horizontale, il existe des courants verticaux, appelés upwellings dans le cas des courants ascendants et downwellings dans le cas des mouvements descendants. Les upwellings se manifestent dans des zones de divergence des courants de surface (ex : la divergence équatoriale où les masses d'eau sont poussées vers le NW ou vers le NE suivant l'hémisphère et qui sont compensées par des remontées d'eaux profondes) et dans des zones côtières où les eaux sont poussées au large par les vents dominants. Les downwellings se forment dans des zones de convergence des courants de surface. Il faut remarquer que les zones d'upwellings sont des zones de forte productivité, car les eaux de fond sont beaucoup plus riches en nutriments (phosphates, nitrates,…) que les eaux de surface (appauvries par la consommation biologique).

La circulation océanique thermohaline fait intervenir des différences de densité et est responsable de courants dont la vitesse est de l'ordre de 0,05 à 0,1 m/s. Le mécanisme principal de ces courants est la production d'eaux froides et salées au niveau des océans polaires, par formation de glace de mer (eau douce). Ces eaux plus denses plongent et se répandent ensuite largement au niveau des bassins océaniques. Il s'établit alors une convection, où le plongement des eaux est compensé par une migration vers les pôles des eaux de surface (Figs. VII.11 et 12). On considère qu'un cycle de convection complet dure près de 1000 ans.

Actuellement, les zones majeures de formation des eaux froides de fond sont l'océan antarctique (Mer de Weddell) et l'Atlantique nord au niveau des mers du Groenland et de Norvège. Le Pacifique Nord par contre ne dispose pas de convection profonde (salinité trop faible de la mer de Berring). Il faut noter que les eaux froides formées dans l'océan antarctique ("Antarctic Bottom Water") représentent 59% de l'océan mondial. Ces eaux remontent jusqu'à 50°N dans le Pacifique et 45°N dans l'Atlantique et comprennent toutes les eaux de température inférieure à 3°C dans les océans Pacifique et Indien et à 2°C dans l'Atlantique. Ces eaux froides et salées sont également bien aérées et contribuent à l'oxygénation des fonds océaniques. Des recherches récentes ont montré que durant les glaciations quaternaires, la situation était inversée et la production d'eaux froides de fond restreinte au Pacifique.

Figure VII.11: circulation océanique thermohaline. Les masses d'eaux froides profondes sont représentées en bleu tandis que les masses d'eaux superficielles plus chaudes le sont en orange. Les cercles bleus représentent les zones de formation d'eau profonde et d'échange de chaleur avec l'atmosphère.

Figure VII.12: circulation thermohaline dans l'océan Atlantique le long d'un transect méridien. EAAI: eaux antarctiques intermédiaires; EFAA: eaux de fond antarctiques; EAI: eaux arctiques intermédiaires; EFA: eaux arctiques de fond; MED: eaux méditerranéennes. Les eaux superficielles ont une température supérieure à 10°C. La limite de ces eaux chaudes avec les eaux de fond et les eaux intermédiaires plus froides définit le thermocline. Noter aussi l'injection des eaux méditerranéennes sous les eaux atlantiques superficielles, due à leur importante salinité.

Le bloc-diagramme de la Figure VII.13 résume les différents types de courants observés en milieu océanique: courants superficiels et courant d'upwelling dûs au vent, courants de marée, courants de densité et de contour (=longeant les talus) dûs à des différences de densité. Les "ondes internes" sont des oscillations de la limite entre deux masses d'eaux et sont donc liées aussi à des différences de densité.

Figure VII.13: types de courants.

2. LES CLIMATS: UNE BREVE INTRODUCTION

Nous allons poursuivre notre revue des processus sédimentaires en relation avec les grands paysages du globe par le domaine continental. Sur les continents, un des facteurs principaux contrôlant ces processus est le climat. Le but de cette introduction est de localiser et de caractériser très brièvement les climats. Leur analyse détaillée dépasse largement le cadre de ce cours et est traitée dans la plupart des ouvrages de géomorphologie (ex: Strahler & Strahler, 1983).

Le climat est déterminé par la latitude (responsable de l'ensoleillement) et par l'origine et les mouvements des masses d'air (cf. Fig. VII.8) dont l'humidité éventuelle génère les précipitations. Une autre caractéristique importante d'un climat est son caractère continental ou maritime, fonction de la proximité de la zone considérée par rapport à l'océan. Un climat continental sera caractérisé par de grands écarts de température et une certaine sécheresse, tandis qu'un climat maritime sera plus humide et plus modéré, l'océan jouant le rôle de régulateur par son inertie thermique. Enfin, le relief, génère des climats locaux plus froids que le climat latitudinal.

On peut donc distinguer en fonction de ces facteurs les climats suivants (Fig. VII.14):

- climat montagnard: un relief élevé est responsable d'un refroidissement et de précipitations. En effet, au fur et à mesure qu'il monte, l'air se détend en perdant de la chaleur (environ 1°C tous les 100 m). L'air froid pouvant contenir moins d'humidité que l'air chaud, l'ascension des masses d'air provoque des précipitations dites "orographiques". Le relief une fois traversé, l'air redescend et se réchauffe en donnant naissance à un vent chaud et sec, appelé "foehn";

- climat polaire: les températures sont basses toute l'année et les précipitations (sous forme de neige) sont réduites (l'air froid ne peut contenir beaucoup d'humidité). L'accumulation n'a lieu que parce que le taux d'évaporation est également très faible. Ce climat correspond aux zones glaciaires;

- climat continental: caractérisé par des écarts de température importants, avec des étés relativement chaud et des hivers froids. Les précipitations sont faibles suite à l'éloignement par rapport aux océans et à l'influence des reliefs (Montagnes Rocheuses, Andes, Oural) qui arrêtent et assèchent les vents d'ouest (Fig. VII.8). Ce climat concerne une grande partie de l'Amérique du Nord et de la Russie. Il n'est pas observé dans l'hémisphère sud par contre, les zones continentales y étant trop réduites. Ce climat correspond à des zones péri-glaciaires et tempérées sèches.

- climat océanique: situées le long de la façade ouest des continents, ces zones tempérées humides sont caractérisées par d'abondantes précipitations et des écarts de température faibles. Dans le Nord, les précipitations se font sous forme neigeuse et peuvent donner naissance à des glaciers bien alimentés (Scandinavie);

- climat méditerranéen: caractérisé par des étés chauds et relativement secs et des hivers plus humides. Le climat méditerranéen correspond en général à des zones semi-arides;

- climat aride: situées approximativement le long des tropiques, les zones arides sont caractérisées par des précipitations très faibles voire inexistantes, dues à la retombée de masses d'air asséchées (hautes pressions tropicales, cf. Fig. VII.8);

- climat subtropical et climat de mousson: caractéristiques des bordures est des continents au niveau des tropiques; les températures sont relativement élevées et les précipitations sont abondantes toute l'année, avec un maximum en été. Ces pluies sont alimentées par des masses d'air humide provenant de l'océan (alizés d'Est);

- climat tropical: il s'agit en général d'un climat à saisons contrastées, chaud et très humide en été et moins chaud et plus sec en hiver. Ces saisons résultent de l'influence alternée des hautes pressions tropicales (air sec) et des basses pressions équatoriales (air humide);

- climat équatorial: chaud et très humide toute l'année. L'ensoleillement important favorise une forte convection et des pluies intenses lors de la montée des masses d'air (basses pressions équatoriales).

 

Figure VII.14: répartition des principaux climats.

 

3. ZONES GLACIAIRES ET PERI-GLACIAIRES

Les formes générées par ces types de climats sont d'un intérêt majeur, parce qu'elles permettent de mettre en évidence des périodes glaciaires anciennes et en particulier, dans nos régions, d'expliquer des morphologies qui ne sont pas en équilibre avec le climat actuel. De nos jours, les glaces occupent environ 15. 106 km2 (soit 98,5% de l'eau douce du globe); au maximum de l'extension des glaciers quaternaires, la glace couvrait à peu près le quart des terres émergées, soit 40. 106 km2.

3.1. Glaciers

La formation de glaciers nécessite un climat froid et humide. Les précipitations, sous forme de neige, doivent être suffisantes et la température doit être sous 0°C pendant une partie importante de l'année. Les glaciers sont donc confinés de nos jours aux hautes latitudes et altitudes, où la quantité de neige qui s'accumule est supérieure à la quantité de glace qui fond ou qui se sublime.

La glace provient d'une transformation de la neige. La couche de neige, immédiatement après sa chute, contient beaucoup d'air et sa densité est faible (de l'ordre de 0,1 g/cm3). Sous l'influence du tassement et de phénomènes de regel, elle devient du névé, de densité voisine de 0,6 et ensuite, de la glace (densité de l'ordre de 0,8 g/cm3). La vitesse de transformation est fonction du climat. Dans l'Antarctique, il existe des couches de névé de 70 m au-dessus de la glace (malgré de faibles précipitations) alors que dans certaines montagnes équatoriales, la neige tombée la nuit fond partiellement le jour et regèle la nuit suivante; le passage de la neige à la glace est alors très rapide.

Si les glaciers ne peuvent prendre naissance qu'au-dessus de la limite inférieure des neiges permanentes (variable en fonction de la latitude et de l'orientation), leurs émissaires peuvent se maintenir bien au-dessous, en fonction de l'équilibre apport/fonte. La vitesse des glaciers au niveau des émissaires peut être assez importante, en fonction de l'apport, de la pente et de l'épaisseur de glace: pour fixer les idées, on a relevé des vitesses de l'ordre de 35 cm/jour au Montenvers (Mer de Glace, Alpes). Le mouvement des glaciers s'effectue sous l'action de la pesanteur. Deux types de mécanismes interviennent: un glissement de la glace sur le substrat (favorisé par la présence d'eau) et une déformation plastique de la glace.

On peut distinguer cinq types de glacier:

  • les inlandsis: ce sont de très vastes calottes glaciaires continentales (13. 106 km2 pour l'inlandsis antarctique et 1,6 . 106 km2 pour l'inlandsis groenlandais). Leur épaisseur moyenne est de l'ordre de 2000 m. Seuls les sommets les plus élevés dépassent de la calotte. Ces énormes accumulations de glace s'expliquent plus par la lenteur de la fusion sous ces climats froids et secs que par l'abondance de l'alimentation. Certaines langues des inlandsis atteignent la mer, où la houle et les marées les fragmentent en icebergs ("vélage des icebergs");
  • les calottes locales: de dimension plus restreinte que les inlandsis, ces calottes peuvent recouvrir des montagnes en climat froid, comme dans le nord ouest des Etats-Unis ou en Islande et émettre des langues divergentes;
  • les glaciers de piedmont: si plusieurs glaciers de vallée (voir ci-dessous) sont suffisamment alimentés pour arriver jusqu'au débouché des zones montagneuses, ils édifient des lobes de piedmont qui peuvent entrer en coalescence. C'était le cas des glaciers alpins lors des glaciations;
  • les glaciers de vallée ou glaciers alpins: leur largeur est faible par rapport à leur longueur: ce sont des langues glaciaires qui reçoivent dans leur partie amont des glaciers affluents issus de cirques;
  • les glaciers de cirque ou glaciers suspendus: dans les montagnes dont les sommets dépassent de peu la ligne des neiges permanentes, des glaciers se forment souvent dans les cirques; le glacier est de dimension réduite, ne comporte pas d'émissaire et est dominé par des parois rocheuses d'où descendent les avalanches qui l'alimentent;

NB: contrairement aux langues des inlandsis, la banquise est formée de glace de mer. L'eau de mer gèle vers -2°C, mais la glace est souvent partiellement douce, la saumure se séparant de la glace (et alimentant les eaux de fond).

3.2. Paysages glaciaires

Processus d'érosion (érosion glaciaire) et d'accumulation (moraines) donnent naissance aux formes glaciaires:

  • le cirque: cette dépression semi-circulaire est généralement fermée par une contre-pente. Les montagnes sculptées par les cirques présentent des crêtes escarpées, résultant de l'altération par le gel ("nunataks"); aux points d'intersection des crêtes peut se voir une pyramide ou "horn" dominant le niveau général des crêtes (ex.: le Cervin);
  • la vallée glaciaire: comme dit plus haut, son profil transversal est en auge (Fig. VII.15). Son profil en long est caractérisé par l'existence des surcreusements montrant une contrepente aval, souvent en amont des verrous qui sont des étranglements transversaux. Les confluences des vallées glaciaires ne se font pas toujours de plain-pied, comme celles des vallées fluviales et on observe souvent des vallées suspendues. Les parois soumises à l'érosion glaciaires sont lisses et striées; les surfaces horizontales sont moutonnées;
  • les auges glaciaires occupées par la mer constituent les fjords;

Figure VII.15: bloc-diagramme d'une vallée glaciaire. E: épaulement correspondant à une glaciation antérieure, avec roches moutonnées; Au: vallée en auge; C: crêtes; V: verrou glaciaire; Ci: cirques.

  • plaines et plateaux glaciaires: ce sont des surfaces peu ondulées où dominent des formes d'érosion (roches moutonnées) ou d'accumulation suivant que l'on se trouve en partie centrale ou périphérique d'une ancienne calotte glaciaire;
  • en ce qui concerne les dépôts glaciaires, on distingue les moraines de fond, les moraines latérales, sur les bords de la vallée glaciaire, la moraine frontale, formant une colline en croissant concave vers l'amont et marquant la limite maximale d'une avancée glaciaire (Fig. VII.16). Les moraines de fond peuvent donner naissance à des collines allongées de quelques centaines de mètres suivant l'écoulement de la glace, nommées drumlins. La reprise par les eaux courantes des matériaux glaciaires donne des dépôts mixtes fluvio-glaciaires, dont par exemple les kames, masses de sédiments stratifiés déposés en surface du glacier par les eaux de fonte, les eskers, collines serpentiformes représentant les dépôts des torrents sous-glaciaires et les sandurs qui sont les cônes de déjection des inlandsis. Une forme en creux laissée par la fusion de la glace est appelée kettle: c'est la trace d'un culot de glace morte entouré par des alluvions fluvio-glaciaires;

Figure VII.16: schéma d'un paysage glaciaire (en haut) (c=moraine centrale) et paysage après fonte des glaces (en bas).

A: glacier de cirque; Vignemale, Pyrénées, France. B: glacier de vallée et lac proglaciaire; Brikdalsbreen, Norvège. C: langue glaciaire issue d'une calotte glaciaire locale; remarquer les moraines centrales sur le glacier; Vatnajökull, Islande. D: fjord ou vallée glaciaire envahie par la mer; Aurlandsfjord, Norvège. E:  moraine frontale et lac pro-glaciaire; deux personnes donnent l'échelle; Vatnajökull, Islande. F: langue glaciaire et sandur; les eaux de fonte du glacier forment une rivière qui méandre sur le sandur et s'écoule jusqu'à l'océan, visible dans la partie supérieure de l'image; Vatnajökull, Islande.

3.3. Paysages périglaciaires

On appelle périglaciaire une région où le gel joue un rôle important une grande partie de l'année, mais en restant discontinu et sans qu'une couche de glace recouvre le sol en permanence. En d'autres termes, le couple gel-dégel y constitue un processus important et non occasionnel comme c'est le cas dans les régions tempérées. L'action du gel-dégel est exacerbée par la présence d'eau.

L'action du gel sur les roches aboutit à un débitage en gros morceaux (roches macrogélives, type basalte) ou en petits morceaux (roches microgélives, type craie). Sur les sols, l'action du gel produit un gonflement et une destruction de la structure, tandis que le dégel provoque une saturation en eau, responsable de phénomènes de solifluxion.  On appelle "permafrost" ou "pergélisol" ou encore "merzlota" (mot russe) un sol gelé en permanence. En été, la partie supérieure du sol subit le dégel et est appelée "mollisol", très imbibée d'eau suite à l'imperméabilité générée par la présence du permafrost. Le modelé des paysages périglaciaires comprend:

  • les sols polygonaux: ils se présentent comme une succession de polygones de quelques centimètres à quelques mètres de longueur. Le centre des polygones peut être limoneux et les côtés formés de pierres (cercles de pierres); ou à l'inverse, le centre peut être formé de cailloux et les côtés de matériel fin (roses de pierre) ou bien encore, ils peuvent être constitués de matériel non trié. L'origine des sols polygonaux reste assez mystérieuse: elle pourrait faire intervenir des processus de convection ou encore de migration de matériel suite à un gonflement inégal du sol.;
  • les buttes gazonnées (ou thufur): ce sont des monticules de quelques décimètres de diamètre. Elle peuvent se juxtaposer avec une grande régularité, formant des champs de buttes. Par rapport aux sols polygonaux, les buttes gazonnées atteignent des latitudes (ou des altitudes) plus basses (dans le Massif Central, on en observe vers 1000 m d'altitude, alors que les sols polygonaux n'apparaissent qu'à partir de 1800 m);
  • les coins de glace: durant les périodes de gel extrême, le sol a tendance à se rétracter, laissant ouvert des fentes qui seront remplies de glace pendant les périodes de précipitation. La répétition du processus conduit à la formation de structures qui peuvent atteindre plusieurs dizaines de mètres de profondeur pour une largeur de quelques mètres;
  • les pingos sont des monticules coniques de quelques mètres à quelques dizaines de mètres de haut, résultant du refoulement des formations meubles suite à la croissance d'un noyau de glace;
  • le modelé des versants: la solifluxion est un processus dominant, transportant en aval les produits de la cryoclastie. Ce processus est spectaculairement mis en évidence dans les sols striés, où les polygones sont déformés sous la forme de stries parallèles à la ligne de plus grande pente. Rappelons en outre que les versants orientés au S ou à l'W sont plus soumis au ruissellement que les versants à l'ombre et que les vallées ainsi générées adoptent un profil dissymétrique. A plus petite échelle, des alternances horizontales de roches gélives et peu gélives donnent naissance à des abris-sous-roche: la couche très gélive s'excave rapidement et la couche peu gélive surplombe l'évidemment.

On se souviendra que la plus grande partie de l'Europe a été située en contexte périglaciaire durant les glaciations quaternaires. De nombreuses formes visibles actuellement gardent encore l'empreinte de cette période.

A: buttes gazonnées; B: sol polygonal, sud de l'Islande.

4. ZONES TEMPEREES

Les régions tempérées sont caractérisées par une couverture végétale, par des pluies en toute saison, par la rareté du gel et de toute façon, en raison de la protection qu'assurent le sol et le couvert végétal, par la modicité de son action.

La partie amont des systèmes fluviatiles est constituée de cours d'eau temporaires, qui ne fonctionnent qu'après de fortes pluies ou lors du dégel. Leurs crues sont peu violentes. Les grands cours d'eau, dans la partie aval des réseaux fluviatiles, ont un débit stabilisé et leurs crues, quoique fréquentes, sont rarement catastrophiques. Sur les versants, le ruissellement est limité. L'eau s'écoule dans la litière végétale qui joue le rôle d'éponge. Dans ces conditions, le creeping est le principal processus affectant les sols des versants, mais il est d'autant plus lent que les variations de volume des sols dues au gel sont peu importantes et que les racines retiennent les formations meubles.

Déplacement du sol sur un versant ("creeping"), mis en évidence par le redressement progressif du tronc du mélèze. Montgenèvre, France.

L'altération chimique, en raison des températures peu élevées, est lente, contrairement au milieu équatorial. Les réactions chimiques actives dans les sols laissent subsister silice, alumine et oxydes de fer. D'une manière générale, ce système d'érosion est un des moins agressifs qui soient.

5. ZONES ARIDES ET SEMI-ARIDES

Les régions arides sont celles qui reçoivent moins de 150 mm d'eau par an (ceci correspond à la bordure nord du Sahara). Elles sont caractérisées par une couverture végétale nulle. On parle de régions semi-arides pour des zones de steppes ou de forêt claire où la végétation est clairsemée (exemple: la région méditerranéenne). La plupart des régions arides et même semi-arides sont aréiques ou endoréiques, avec un régime fluvial intermittent (type oued). Toutes ces zones présentent également des écarts de température importants.

L'altération mécanique est prédominante en raison de l'absence d'eau. Les sols sont peu épais ou inexistants. Dans le désert, on pourrait parler de processus pédogénétique pour la formation du vernis du désert, mais ce serait presque un abus de langage. Dans les zones semi-désertiques, il se forme en surface ou à faible profondeur des croûtes ou calcretes.

5.1. Paysages semi-arides

Dans les zones semi-arides, la faiblesse de la couverture végétale rend les processus érosifs très actifs, de même que le caractère épisodique et souvent catastrophique des précipitations. Le ruissellement est intense et les versants sont rapidement érodés, donnant naissance à des bad-lands. Les oueds ont des lits majeurs très larges, encombrés de blocs de toutes tailles, transportés par des écoulements de débris.

A: oued actif, après une période pluvieuse. Au débouché des montagnes, l'oued se perd dans un chott, vaste dépression endorhéique à tendance évaporitique. B: lit à sec encombré de blocs d'un oued. Foum el Khanga, Tunisie.

5.2. Paysages arides

Dans les déserts, le vent est l'agent essentiel de l'érosion et du dépôt. Le vent érode par déflation et par corrasion, déterminant la formation de regs, de yardangs, de chotts et playas. Les accumulations éoliennes constituent les dunes, aux formes très variées (Fig. VII.17):

  • les barkhanes ou dunes en croissant: les deux branches du croissant s'allongent dans la direction vers laquelle souffle le vent car elles avancent plus vite que le centre de la dune. Ce type de dune est formé par un régime de vents dominants, comme les alizés, avec une disponibilité en sable moyenne. Elle a un profil en trois sections: une section au vent par où se fait l'accumulation, en pente douce; cette section se termine brusquement, comme un tranchant (d'où le nom de sif, sabre, donné à la crête dans le Sahara); la deuxième section est en pente raide et constitue le talus de retombée des sables, sous le vent et la troisième est en pente plus douce car elle reçoit un placage de sable par le tourbillon de retour. Les barkhanes se déplacent à des vitesses de l'ordre de 10 m/an;
  • des barkhanes peuvent former des dunes transversales par coalescence si l'alimentation en sable est importante;
  • les grandes accumulations des ergs sont constituées de dunes longitudinales, formant des alignements parallèles à la direction du vent et séparées par des couloirs ou gassi, atteignant un substrat induré. Au contraire des barkhanes, les dunes longitudinales paraissent stables (les caravanes empruntent les mêmes gassi depuis des temps immémoriaux...);
  • les dunes des région tempérées ou semi-arides sont en général fixées par la végétation. Ceci a comme conséquence de retenir les branches latérales qui avancent moins vite que la partie centrale où le vent a plus de prise: on obtient ainsi une dune parabolique;
  • enfin, si la direction du vent est variable, on obtient des dunes en étoile ou rhourds.

Figure VII.17: types de dunes en fonction de la vitesse du vent, de la présence de végétation et de l'apport en sable. La flèche bleue indique la direction du vent dominant.

A: barkhanes, près de Benichab, Mauritanie; le vent souffle de la gauche vers la droite de la photo. B: détail, montrant le flanc sous le vent, correspondant à un talus d'avalanche. C: dunes longitudinales alignées parallèlement aux vents dominants (alizés du nord-est), près de Akjoujt, Mauritanie. D: erg Amatlich, Mauritanie.

Une forme de relief courante en zone aride ou semi-aride est l'inselberg: il s'agit de reliefs isolés, hauts de quelques dizaines de mètres à quelques centaines de mètres, surgissant au-dessus d'une plaine, le contact se faisant par une rupture de pente nette, parfois masquée par un talus d'éboulis (Fig. VII.17).

Inselbergs dans Monument Valley, Utah, USA.

6. ZONES TROPICALES ET EQUATORIALES

On peut qualifier d'équatorial le climat sans saison sèche marquée et de tropical celui que caractérise l'alternance d'une saison sèche et d'une saison humide. Au climat équatorial correspond une couverture forestière dense (jungle) tandis qu'au climat tropical correspond une savane ou forêt claire.

Dans les zones tropicales et équatoriales, l'altération chimique est dominante. Outre la dissolution des sels, des calcaires et des alumino-silicates, elle entraîne également la silice, donnant naissance à des minéraux d'altération plus pauvres en SiO2 que dans les pays tempérés (kaolinite). Seuls restent insolubles l'alumine et des oxydes de fer comme l'hématite, donnant naissance par dessiccation à des cuirasses en climat tropical à saisons contrastées.

Dans la forêt dense, les sols sont des argiles rouges épaisses; ils revêtent des successions de collines mollement ondulées dont dépassent des dômes rocheux lisses à forme parabolique appelés pains de sucre (Fig. VII.18). Ces dômes, une fois formés, sont relativement épargnés par l'érosion car leurs pentes sont sèches et non recouvertes du manteau d'altération humidifiant.

Dans la savane, le sol est constitué de cuirasses indurées (formées en saison sèche) découpées en plateaux par l'érosion ou de plaines dominées par des inselbergs, comme en milieu aride.

Figure VII.18: types de reliefs de la forêt équatoriale (en haut) et de la savane (en bas).

A: paysage de savane en climat tropical. B: altération chimique (latérisation) en climat tropical. Ouest de l'Australie.

 

Références

B. Beaudoin, I. Cojan, G. Fries, J. Maillart, O. Parize, M. Pinault, B. Pinoteau & V. Truyol, 1987. Mesure directe de la compaction dans les sédiments. In Aissaoui D.M. Ed., Genèse et évolution des bassins sédimentaires. Notes et Mémoires Total CFP, 21, 235-247.

P.W. Choquette & L.C. Pray, 1970. Geologic nomenclature and classification of porosity in sedimentary carbonates. AAPG Bull., 54, 207-250.

K. Konhauser, 2007. Introduction to geomicrobiology. Blackwell, 425 pp.

A. Strahler & A. Strahler, 1983. Modern Physical Geography (2 ed). J. Wiley & Sons, 532 pp.

V.P. Wright, 1994. Paleosols in shallow marine carbonate sequences. Earth-Science Reviews, 35, 367-395.

D'aprés : http://coursgeologie.com/goto.php?url=http%3A%2F%2Fwww2.ulg.ac.be%2Fgeolsed%2Fprocessus%2Fprocessus.htm

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