Une introduction aux processus sédimentaires
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| 3. EROSION KARSTIQUE Les formes d'érosion qui résultent de la dissolution de roches (surtout calcaires) par les eaux douces sont très particulières: elles reçoivent le nom de morphologie karstique d'après une région de la Croatie. Les différents éléments d'un paysage karstique sont schématisés à la Figure III.6.  Figure III.6: Eléments géomorphologiques d'un paysage karstique. (1) terrains non karstiques; (2) canyon; (3) reculée; (4) vallée sèche; (5) résurgence de rivière; (6) perte; (7) doline; (8) ouvala; (9) lapiez; (10); aven; (11) grotte; (12) source vauclusienne; (13) rivière souterraine. On distingue des morphologies souterraines et des morphologies aériennes: - Le réseau souterrain ou endokarst est influencé par les discontinuités géologiques: cassures, diaclases, failles du massif calcaire qui conditionnent la direction des galeries. On distingue la partie fossile du réseau, dénoyée, de la partie active où s'écoulent les rivières souterraines. Les spéléothèmes regroupent toutes les formes de concrétionnement comme les stalactites (caractérisées par un canal central où circule l'eau), les stalagmites (pleines), les draperies, etc. Les gours sont des barrages édifiés sur le fond des cours d'eau souterrains, souvent à l'intervention d'obstacles. Les pisolithes sont des concrétions sphériques résultant de mouvements tourbillonnants dans des cuvettes. Toutes ces concrétions résultent du dégazage du CO2, provoquant la précipitation de CaCO3.  Spéléothèmes. A: draperies dans la grotte du Père Noël à Han-sur-Lesse; B: gours, rivière souterraine, Canning Basin, Australie; C: pisolithes, carrière souterraine de Mazy. - Les formes aériennes (exokarst) comprennent les canyon et avens, résultant de l'effondrement du toit de galeries et de salles proches de la surface, les dolines, dépressions circulaires où s'infiltrent les eaux de surface, les ouvalas, résultant de la coalescence de plusieurs dolines, les poljés, plaines karstiques endoréiques où s'observent des reliefs résiduels ou mogotes. 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.  Dolines (flèches), Pic du Midi, Pyrénées.  Mogotes (calcaire dévonien) près de Yangshuo, Guangxi, Chine. Les relations entre les formes aériennes et souterraines sont souvent très complexes. On peut prendre en exemple l'évolution d'une grotte (Fig. III.7).  Figure III.7: évolution d'une grotte. A: développement d'un conduit souterrain en zone noyée. La géométrie du conduit est typiquement elliptique. B: baisse du niveau de l'eau et passage au stade de "rivière souterraine". Des spéléothèmes peuvent se développer dans la cavité dénoyée. L'absence de pression hydrostatique et la dissolution verticale le long des fractures provoque la chute de blocs et le développement de la cavité vers le haut. Des sédiments peuvent se déposer dans la rivière souterraine. D: le toit de la grotte s'est effondré et donne naissance à un gouffre. Des coulées de boue peuvent se mettre en place. 4. EROSION GLACIAIRE Les formes remarquables de l'érosion glaciaire sont visibles à deux échelles: à grande 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 des auges emboîtées (Fig. VII.14). 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 (Fig. III.3C). En amont des vallées glaciaires s'observent les cirques glaciaires. A petite échelle, l'érosion glaciaire se manifeste par des surfaces polies et arrondies (roches moutonnées), souvent striées par des blocs durs enchâssés dans la glace (stries glaciaires). Dans beaucoup de cas, ces roches moutonnées présentent une pente plus faible vers l'amont (usure) que vers l'aval (arrachement de blocs), permettant de reconstituer le sens d'écoulement des glaciers.  A: stries glaciaires sur une roche usée par l'action d'un glacier, vallée du Marcadeau; B: roches moutonnées, Pont d'Espagne (France). Le réseau de lignes correspond à des veines de quartz, mises en relief par la dissolution plus rapide du granite. 5. EROSION MARINE 5.1. Les mécanismes de l'érosion marine Les principaux agents de l'érosion marine sont les vagues et les courants, auxquels on peut ajouter l'action des embruns emportés par le vent (altération chimique).  Formation de taffoni (cavités) sur une falaise de basalte, par l'action corrosive des embruns. Cap d'Agde, France. L'action érosive des vagues résulte des facteurs suivants:
Le matériel sédimentaire mobilisé subit ensuite un tri granulométrique efficace: le matériel fin est emporté vers le large ou déposé dans des zones calmes alors que le matériel grossier s'accumule à proximité de la côte. Les sédiments mis en suspension par les vagues peuvent être également transportés par les courants. Les grains de sable qui subissent l'action des vagues et des courants prennent un aspect luisant ("émoussé-luisant" par opposition au "rond-mat" du transport éolien).  Force des vagues; le gardien de phare donne l'échelle.  A: sable quartzeux éolien dont les grains ont un aspect "rond-mat" (Cervantès, Australie). B: sable marin, également quartzeux, dont les grains ont un aspect "émoussé-luisant" (Kalbarri, Australie). Ces différences reflètent la nature différente de l'agent de transport. 5.2. Formes d'érosion et d'accumulation littorales 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. Les falaises se forment par sapement à la base et éboulements par pans.  Falaise vive: e: encoche d'érosion; b: blocs tombés de la falaise; g: cordon de galets de craie formés par usure du matériel de la falaise. CapBlanc Nez, France.  Encoche d'érosion marine dans des calcaires, Baie d'Upi, Nouvelle-Calédonie. Le matériel érodé peut s'accumuler dans les zones les plus calmes (Fig. III.8) et un rivage dentelé où les zones les plus résistantes forment des caps peut évoluer vers une certaine régularisation par érosion-accumulation. La côte tendra dans ce cas à prendre une orientation perpendiculaire à la houle dominante (Fig. III.9).  Figure III.8: formes d'érosion et accumulation littorale. A: Réfraction de la houle autour d'un cap et naissance d'une zone d'eau plus calme où l'énergie est dispersée et où se forme une plage de fond de baie. B: exemple de la côte près d'Erquy, Bretagne.  Figure III.9: régularisation progressive d'une côte rocheuse par érosion des caps et accumulation en fond de baie. IV. Le transport Les sédiments sont transportés depuis les zones sources jusqu'aux zones de dépôt par trois types de processus: (1) glissements en masse par gravité en l'absence de fluides (avalanches de débris ="rockfalls", glissements de terrain, ="landslides"); (2) écoulements gravitaires en présence de fluides ("debris flows", "grain flows", "mudflows", turbidites); (3) écoulements d'eau, d'air ou de glace. 1. GLISSEMENTS EN MASSE EN L'ABSENCE DE FLUIDES Dans ce type de processus, les fluides ne jouent qu'un rôle mineur, par leur effet lubrifiant à la base des unités transportées. Ces processus déplacent des masses considérables de sols et débris rocheux sur des distances courtes (de l'ordre du km). Leur impact sédimentaire est pourtant important, car ils mettent les matériaux mobilisés à la disposition du système fluviatile. Un exemple classique d'avalanche de débris est la catastrophe qui a affecté le village suisse de Elm en 1881: environ 106 m3 de roches se sont détachés d'une paroi, formant après une chute de 450 m un manteau de débris de 10 à 20 m d'épaisseur sur 3 km2. La vitesse de déplacement de ces débris a atteint 155 km/h et 115 personnes ont perdu la vie dans la catastrophe. Par ailleurs, des glissements en masse gigantesques ont été observés sur la Lune et sur Mars où, en l'absence de système fluviatile, ils forment l'essentiel des processus sédimentaires.  Avalanche de débris dans un vallon; Piau Engaly, Pyrénées, France. 2. ECOULEMENTS GRAVITAIRES Dans ces phénomènes, les particules sédimentaires sont en suspension dans un fluide, mais leur mouvement est dû à la gravité, non au déplacement du fluide lui-même (à la différence d'un écoulement liquide conventionnel). On distingue quatre types d'écoulements gravitaires: (1) les "grain flows", (2) les "debris flows", (3) les "fluidised sediment flows" et (4) les courants de turbidité (="turbidity currents") (Figs. IV.1 & 2). 2.1. Grain flows Les grain flows se déclenchent lorsque la pente d'un dépôt est supérieure à la pente d'équilibre. Les particules sont maintenues en mouvement par des forces dispersives dues aux multiples collisions entre les grains. L'air (l'eau) n'agit que comme un lubrifiant mais ne propulse pas les grains. De grandes stratifications entrecroisées peuvent être produites, mais chaque unité est homogène et ne présente pas de structure interne (Fig. IV.2). L'exemple le plus connu de grain flow est l'avalanche de sable provoquée au revers d'une dune devenue trop raide.  Ecoulement (grainflow) de sable au flanc d'une dune.  Figure IV.1: classification des 4 types d'écoulements gravitaires en fonction des interactions entre grains et fluide.  Figure IV.2: lithologie, texture et figures sédimentaires des quatre types d'écoulements gravitaires. 2.2. Fluidised sediment flows Ce type d'écoulement gravitaire est constitué de grains maintenus en suspension par un excès de pression du fluide intergranulaire. Les fluidised sediment flows demeurent en mouvement aussi longtemps que cet excès de pression est maintenu. De nombreuses structures sédimentaires caractéristiques sont produites: figures de charge (="load casts"), "convolute laminations", volcans de sable (="sand volcanoes"), figures en assiettes (="dish structures"), structures d'échappement de fluide (="fluid escape structures") (Fig. IV.2). L'exemple le plus connu de ce phénomène est les sables mouvants (="quick sand"): ces sables saturés en eau (par exemple suite à un dépôt rapide) perdent leur cohésion lors de l'application d'une pression extérieure. A l'échelle géologique, cette pression extérieure est souvent le fait d'une onde sismique. 2.3. Debris flows et mudflows Les mudflows sont des écoulements de boue sous l'action de la gravité. Si cette boue contient de gros éléments (galets, blocs), on parle alors de debris flow. Ces écoulements ont l'aspect du béton frais et se mettent en mouvement lorsque de fortes pluies ont saturé d'eau leur fraction fine. Leur vitesse de propagation peut atteindre une centaine de km/h et ils provoquent le déplacement de blocs de taille parfois considérable. Le maintien en suspension de ces gros éléments est dû à la rigidité de la matrice et à sa densité relativement forte. Lorsque les forces de gravité deviennent moins fortes que les forces de frottement (internes et sur le fond), la coulée s'arrête: on dit qu'elle gèle. Les debris flows sont mal classés avec localement un granoclassement inverse à la base (Fig. IV.2). On trouvera des expériences filmées de debris flow sur: http://faculty.gg.uwyo.edu/heller/sed_video_downloads.htm  Debris flow calcaire; flysch éocène, Kotli, Istrie (Croatie). |
