1.2. Corrasion
Les grains de quartz transportés par le vent polissent les cailloux résiduels en façonnant des dreikanters ou des cailloux tétraédriques (suivant le nombre de faces), caractérisés par des facettes planes réunies par des angles émoussés. Les grains transportés eux-mêmes sont piquetés et mats, subsphériques. Ils sont appelés "ronds-mats" en morphoscopie et présentent des croissants et des figures en V, dûs aux chocs. La concentration plus grande des grains de sable à proximité du sol provoque une érosion différentielle avec la formation de rochers en champignons.
Lorsqu'elle s'exerce sur des roches où alternent lits, lamines,... durs et plus tendres, la corrasion provoque une érosion différentielle qui met en évidence le contraste de dureté.
2. RUISSELLEMENT ET EROSION FLUVIALE
En terrain argileux ou schisteux, après une forte pluie, les eaux empruntent les fissures du sol, les élargissent progressivement en chenaux parallèles qui fusionnent par écroulement des crêtes qui les séparent. En même temps, les têtes des chenaux reculent vers l'amont (érosion régressive). Ce processus est responsable de la formation des "bad lands".
Formation de "bad lands" par érosion régressive dans un versant; Piau Engaly, Pyrénées, France.
En terrain calcaire, l'usure et la dissolution par les eaux de ruissellement forment les lapiez, structures verticales suivant les lignes de plus grande pente. Les eaux courantes peuvent former des cupules de dissolution.
Formes de dissolution par les eaux courantes et de ruissellement. A: vue générale de la paroi calcaire surplombant la rivière Fitzroy (Australie); la partie inférieure (blanche) est régulièrement inondée par les crues de la rivière, alors que la partie supérieure est toujours exondée. Des formes de dissolution différentes en résultent: lapiez (B) verticaux dans la partie supérieure de la paroi et cupules (C) dans la partie inférieure.
Dans des dépôts très hétérogènes (moraines), la présence de blocs très lourds rend l'argile sur laquelle ils reposent plus compacte et la protège du ruissellement: c'est de cette façon que naissent les cheminées de fées ou demoiselles coiffées. Les chaos granitiques sont dus à la mobilisation de l'arène (sable issu de la désagrégation du granite), ce qui dégage les boules de granite non altéré, empilées en désordre (Ploumanach). Les paysages ruiniformes se développent dans des formations hétérogènes qui présentent des différences de solubilité (dolomie-calcaire) ou de dureté (sable-grès).
Demoiselles coiffées dans une moraine à Théus, près de Gap (France).
A: formation d'un chaos granitique par desquamation des granites le long des joints; Ile Grande, Bretagne; B: évacuation de l'arène et basculement des blocs ainsi dégagés, avec formation d'un chaos; Trégastel, Bretagne.
Exemple d'un paysage ruiniforme: le cirque dolomitique de Mourèze (Jurassique), Larzac, France.
Un autre exemple célèbre de paysage ruiniforme: Bryce Canyon, Utah, USA. Il s'agit de grès et d'argiles tertiaires.
2.1.Cuestas
Des successions sédimentaires faiblement inclinées, formées d'alternances de couches tendres et de couches résistantes à l'érosion peuvent donner naissance à un relief en cuestas (Fig. III.1). La cuesta comprend un front, plus ou moins abrupt, dû à l'interruption de la couche résistante, une dépression longeant le pied de l'abrupt et creusée dans les couches tendres et un revers qui correspond à peu près au dos de la couche résistante inclinée. En avant du front, il arrive que des reliefs isolés témoignent de l'ancienne extension de la formation résistante: ce sont des buttes-témoins. Divers facteurs modèlent la morphologie de la cuesta: citons essentiellement la différence de résistance à l'érosion des deux formations qui conditionne le caractère plus ou moins abrupt du front; le pendage et l'épaisseur relative de la formation résistante qui tous deux contrôlent l'aspect plus ou moins rectiligne du front: une formation résistante mince ou de faible pendage donnera naissance à un front très disséqué par l'érosion et donc très sinueux au contraire d'une formation résistante épaisse ou de pendage élevé.
Figure III.1: schéma montrant la disposition théorique des cuestas et de leur réseau hydrographique.
En ce qui concerne le réseau fluviatile, il est soit conséquent (et il suit le pendage général des formations en entaillant la cuesta, sans que la dureté relative des roches intervienne), soit subséquent et longe le front de la cuesta en respectant les couches les plus résistantes.
La Lorraine belge offre un bel exemple de relief en cuestas, avec des formations résistantes (grès, calcaire), alternant avec des formations plus tendres (argile, marne), affectées d'un très faible pendage vers le sud.
Cuesta formée par les grès de la Formation de Wingate (Jurassique) reposant sur les argilites et siltites rouges plus tendres de la Formation de Chinle (Trias). Bitter Springs, Arizona, USA.
Une cuesta vue d'avion (Utah, USA). Remarquer le réseau conséquent qui entaille profondément le front de la cuesta.
2.2. Torrents
Les torrents forment la partie amont des systèmes fluviatiles, localisés dans des régions fortement déclives. Un torrent comprend trois parties: le bassin de réception, sorte de cirque où se rassemblent les eaux de ruissellement et où dominent les processus d'érosion; le chenal d'écoulement, souvent étroit et à pente forte; le cône de déjection où sont déposés les matériaux mobilisés (Fig. III.2).
Fig. III.2: les différentes composantes d'un torrent.
Les composantes de la partie amont d'un système fluviatile (Vignemalle); A: bassin de réception=glacier; B: torrent glaciaire; C: plaine d'épandage avec chenaux en tresses.
2.3. Rivières et fleuves
2.3.1. Erosion verticale
Le réseau fluviatile peut être conséquent (il suit la ligne de plus grande pente du terrain et est perpendiculaire au rivage) ou subséquent (il s'écoule dans les substrats tendres en contournant les terrains les plus résistants). Un réseau fluviatile conséquent a en général un aspect dendritique, hiérarchisé, tandis qu'un réseau subséquent a un aspect en treillis orienté en fonction des directions des couches géologiques (exemple: ruisseaux et rivières du Condroz). Par ailleurs, lorsque les cours d'eau s'enfoncent dans leur substrat, deux mécanismes sont possibles: la surimposition correspond au déblaiement progressif d'une couverture meuble par érosion alors que l'antécédence est le résultat de l'encaissement d'un réseau déjà formé par remontée progressive du substrat. Ces phénomènes donnent naissance à des réseaux fluviatiles peu adaptés à la géologie et au relief préexistants.
A un moment déterminé et en un point déterminé de son cours, tout écoulement d'eau possède une certaine énergie. Cette énergie dépend du débit et de la vitesse. La vitesse est elle-même fonction de la pente longitudinale du lit. Une partie de l'énergie du cours d'eau est utilisée par le transport de la charge (sable, galets,...); une autre partie est consommée par les frottements internes entre les filets d'eau, surtout si le régime est turbulent. Le surplus est disponible pour éroder. On parlera d'énergie brute pour l'énergie totale du cours d'eau et d'énergie nette pour celle qui est utilisée à éroder (=énergie brute - transport de la charge - frottements). On comprend donc par exemple que si l'énergie brute n'est pas suffisante pour le transport et les frottements, le cours d'eau non seulement ne peut éroder, mais dépose une partie de sa charge.
En s'enfonçant par érosion, les cours d'eau creusent des vallées qui possèdent un profil caractéristique en "V". En terrain massif et dur (granite), la tendance est à l'enfoncement vertical (gorges). En climat périglaciaire, le profil transversal des vallées devient dissymétrique, phénomène dû à l'action de l'insolation sur un des versants.
Le profil longitudinal des systèmes fluviatiles matures est également caractéristique et résulte d'un équilibre à long terme entre la charge transportée et la pente (la pente d'équilibre n'est pas celle qui permet juste au cours d'eau de couler, mais bien celle qui lui permet de couler et de transporter). On y relève les caractères suivants:
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 (Fig. III.3A);
le profil d'équilibre est concave, tangent vers le bas au niveau de base (Fig. III.3A). 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) (Fig. III.3B).
La décroissance générale de la pente du profil s'explique par le fait que le débit augmente vers l'aval et que la granulométrie des sédiments transportés diminue. Il ne faut cependant pas croire que le profil d'équilibre des fleuves tend à s'annuler complètement au voisinage de la mer, puisqu'ils ont encore une charge à transporter (notons que la transgression post-glaciaire est responsable de l'envahissement de la partie inférieure des vallées fluviales et que certains fleuves n'ont peut-être pas encore atteint leur nouveau profil d'équilibre).
Figure III.3: A: acquisition du profil d'équilibre par un cours d'eau. B: modification du profil d'équilibre lors d'une montée ou d'une baisse du niveau de base. C: profil longitudinal d'une vallée glaciaire; après disparition du glacier, les parties de la vallée situées en amont d'un verrou peuvent abriter un lac.
Dans la plupart des cas, le lit des cours d'eau est délimité par des berges, définissant le lit mineur. Au-delà des berges se situe la plaine d'inondation ou lit majeur. Dans certains cas, un chenal d'étiage apparaît dans le lit mineur.
Lit majeur et lit mineur révélés suite à une inondation. Le lit mineur est encore visible par les arbres qui le bordent. Vue d'avion, USA.
Une terrasse se forme chaque fois que le cours d'eau s'encaisse dans ses propres alluvions (reprise d'érosion): la surface du lit majeur est alors suspendue au-dessus du cours d'eau. Si le phénomène se reproduit à plusieurs reprises, on a formation de terrasses étagées ou emboîtées (Fig. III.4). La terrasse la plus basse est toujours la plus récente.
Figure III.4: terrasses étagées et terrasses emboîtées. A: les chutes du niveau de base provoquent un encaissement successif avec des terrasses de plus en plus jeunes vers le bas; B: la première chute du niveau de base est très accentuée, provoquant un profond encaissement; par la suite, les chutes du niveau de base ne sont plus aussi fortes et n'entament plus que la terrasse la plus ancienne.
Nombreuses terrasses étagées à Pokhara (Népal). La terrasse t1 est la plus ancienne et la terrasse t5 est la plus récente.
2.3.2. Erosion latérale
En plus de l'érosion verticale, se produit dans les rivières une érosion latérale, conduisant à la formation d'une plaine alluviale. Ce type d'érosion apparaît quand le profil d'équilibre est presque réalisé et que l'érosion verticale devient faible. Comme l'érosion latérale est fortement contrôlée par la résistance des roches à l'érosion, la largeur de la plaine alluviale est variable et 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 dépôt sur la rive convexe (où la vitesse est la plus faible). L'accumulation des sédiments se fait sous la forme de point bars ou lobes de méandre. Le recoupement des méandres génère des méandres abandonnés (Fig. III.5).
Figure III.5: formation des méandres par érosion de la rive concave et sédimentation sur la rive convexe. L'ensemble se déplace vers l'aval. Recoupement de méandre et développement d'un méandre abandonné.
Développement d'un point bar par dépôt de sédiment le long de la rive convexe; de petites rides de courant se forment au sommet; La Chevratte, Lahage, Lorraine belge.
Exemple de méandre recoupé: le Cirque de Navacelle, Hérault, Causse du Larzac, France. Le cours actuel de la rivière est figuré en trait plein; le cours parcourant l'ancien méandre en tiretés.
Autre exemple de méandre recoupé à Minerve, Montagne Noire, France. Dans ce cas-ci, le recoupement est souterrain: c'est le résultat de la dissolution du calcaire. L'entrée du cours souterrain de la Cesse se marque à gauche de la photo par un spectaculaire pont naturel. L'ancien cours est visible à droite, sous le pont; à ce niveau, le lit de la rivière est plusieurs mètres plus haut que le lit actuel.
Il faut remarquer que le développement des méandres est aussi le reflet d'un certain équilibre entre érosion et transport: un chenal sinueux étant plus long qu'un chenal rectiligne, sa pente est plus faible et la vitesse du courant (et donc la possibilité de transporter des sédiments) est plus réduite. Une rivière n'est donc pas libre de développer indéfiniment des méandres; il faut qu'elle conserve assez de puissance pour transporter sa charge, sinon son chenal se comble, des inondations de plus en plus fréquentes se produisent et il apparaît un tracé moins sinueux. En d'autres termes, on peut dire que si une rivière peut s'adapter à des conditions hydrodynamiques nouvelles par érosion verticale ou remblaiement, elle peut s'adapter également en modifiant ses méandres.
Certains méandres présentent un aspect particulier. Ainsi, dans les roches schisteuses, l'érosion latérale s'exerçant beaucoup plus facilement dans une direction, les méandres peuvent prendre une forme étirée (méandres de la Semois).
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