Une introduction aux processus sédimentaires
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| Environnements et processus sédimentaires 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'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:
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:
 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.
 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:
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):
 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. J. Gerard & R. Bromley, 2008. Ichnofabrics in clastic sediments: applications to sedimentological core studies. A practical guide. Total-ASF-Repsol, 100 pp. 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. AUTRES COURS EN LIGNE/OUVRAGES: une brève histoire de la géologie géologie de terrain géologie de la Wallonie excursions sédimentologie compléments de pétrologie sédimentaire notes de TP de pétrologie sédimentaire  Pétrologie sédimentaire | Recherche | Enseignement | Publications | Autre chose... Homepage Université de Liège: http://www.ulg.ac.be Homepage Faculté des Sciences:http://www.ulg.ac.be/facsc/ Homepage Géologie:http://www.ulg.ac.be/geolsed/geologie Responsable du site: fboulvain@ulg.ac.be Date de dernière mise à jour : 6-9-2012 Pétrologie sédimentaire, B20, Université de Liège, B-4000 Liège   |
