L’alteration des roches

L’alteration des roches

Geomorphologie Intro : . La geomorphologie est divisee en 4 sous parties chacune representant une composante du systeme Terre. La geomorphologie est l’etude de la lithosphere. Elle entend expliquer les volumes et les formes terrestres a toutes les echelles. . La geodynamique interne etudie l’orogenese, les processus internes a la Terre qui definissent les formes externes terrestres. . Les processus exogenes ou la geodynamique externe etudie les interactions des reliefs avec les differentes composantes du systeme Terre. On s’interesse aux processus d’erosion, ainsi qu’aux modeles et aux formes du relief qui resulte de la geodynamique externe.

Le but de la geomorphologie est de decrire et comprendre les volumes terrestres. I. Processus d’erosion elementaires : alteration, ablation et accumulation. . Les roches originelles ou le socle continental resultent des epanchements volcaniques. Les roches originelles n’ont cesse d’evoluer en surface au cours du temps du fait de leur mise en contact avec l’air et l’eau. Il s’est produit des conditions nouvelles qui ont transforme la roche, de maniere mecanique et chimique. . La Biosphere exerce une action sur les 3 autres composantes du systeme Terre, mais elle presente un impact direct sur la lithosphere.

Les impacts du climat, des eaux et de la Biosphere vont dans le

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sens d’une degradation des roches. . Depuis l’amont des reliefs, il se passe tout d’abord une desagregation mecanique et une alteration chimique des roches, associes a des glissements. Une deuxieme phase intervenant dans le processus d’erosion est la phase de transport des roches par gravite, par l’intermediaire de fluides en mouvements tels que les eaux ou les glaces. La derniere phase est la phase de sedimentation, de depot. C’est une phase d’accumulation de la matiere et de construction de nouveaux volumes. La formation des roches sedimentaires se realise par solidification. / L’alteration des roches : la meteorisation ( 1ere phase). a/Les processus chimiques : . Les processus chimiques precedent generalement chronologiquement les processus mecaniques. Ils modifient localement la nature des roches. . La dissolution est le processus chimique le plus important concernant le phenomene de l’erosion. La roche tend a disparaitre visuellement. Elle passe de l’etat solide a l’etat liquide. L’intensite de la dissolution depend de la composition des roches en terme de mineraux. Il existe des roches tres solubles tel que le sel, le gypse, les calcaires (qui donnent des modeles karstiques)…

L’intensite de la dissolution depend aussi du facteur temperature. Ainsi, la dissolution est plus active lorsque la temperature augmente. De meme, la composition de l’eau intervient dans l’intensite du processus : La dissolution est plus active lorsque l’eau es chargee en gaz et acides dissous. Ex : le CO? accelere la dissolution des roches (Pb des monuments historiques en villes) Ainsi, la dissolution des roches reste inegale a la surface de la Terre selon la latitude. La combinaison de la temperature et des precipitations engendre une alteration plus intense et plus profonde a proximite de l’equateur. Les autres processus chimiques induisent une destruction irreversible des mineraux des roches. Les agents principaux sont l’eau, la chaleur et l’oxygene dans l’air. . L’oxydation (rouille) est un processus de reaction chimique produite par la presence du dioxygene (O? ) trouve dissous dans l’eau. L’oxydation affecte tous les composes ferriques, qui changent de couleur (rouge, brun). . L’hydrolyse est une rupture de la roche due a l’eau. Elle detruit les structures cristallines des roches du fait de la presence de l’ion H3O+ contenu dans l’eau. Les processus chimiques sont a l’origine de la formation des sols en surface par reaction chimique des roches. Il s’agit de la pedogenese. Les processus chimiques induisent une modification chimique et physique des roches. b/ Les processus mecaniques : . Le plus important processus mecanique, c’est la variation des temperatures qui entraine une dilatation des materiaux. Ainsi, plus les variations de temperatures sont fortes et rapides, plus la contraction et la dilatation des roches sont importantes. Ces variations du volume des roches favorise la fissuration, puis le fractionnement de la roche. C’est la thermoclastie : La ariation de temperatures modifie le volume des roches (contraction ou dilatation). Ce phenomene de thermoclastie est d’autant plus efficace lors de l’alternance gel/degel car il se produit un changement d’etat de l’eau, entrainant une variation du volume de l’eau qui accentue la fissuration de la roche. Ainsi, on appelle gelifraction le processus de fissuration de la roche par la variation du volume de l’eau. Les endroits les plus favorables a ces processus de thermoclastie et de gelifraction concernent les lieux ou il existe de fortes variations de temperatures dans un laps de temps tres court tels que les deserts ou les hautes montagnes. Les organismes vegetaux sont un autre facteur d’alteration des roches. Leurs racines s’incrustent dans le sol et fissurent les roches sous-jacentes. Neanmoins, il est a noter que les vegetaux peuvent proteger les roches des precipitations du fait de leur presence. . L’action des fluides en mouvement tels que l’eau liquide n’est pas negligeable : vagues sur le littoral, gouttes d’eau sur un sol nu (effet « splash »), ruissellement de l’eau. . L’action de la glace sur les roches : Les glaciers rabotent le substratum sur lequel ils se situent. L’action de l’air en mouvement sur les roches est plus efficace lorsque on observe la presence de particules solides dans l’air : c’est la corrasion eolienne, qui a lieu de preference dans les milieux desertiques. Lorsque les fluides transportent de petites particules solides, l’alteration des roches est alors favorisee. C’est le cas dans le lit d’une riviere ou l’eau transporte des galets qui ont un impact direct sur les roches. . Les processus chimiques et mecaniques jouent de maniere synchrone le plus souvent lors de cette phase d’alteration des roches. 2/ Le deplacement en surface des materiaux erodes : / Les mouvements sur les versants : . Les versants sont les endroits privilegies de ces deplacements car ces derniers sont animes par la force de gravite ou de pesanteur (doc4). . La reptation ou le creeping : Il s’agit des mouvements les plus modestes observes sur les versants, de l’ordre de qq cm par siecles. Ce phenomene est favorise par la croissance des plantes qui soulevent les roches ou par les variations de temperatures. . La solifluxion agit lorsque la partie superficielle reposant sur un sol solide et continu se trouve saturee en eau. Il se produit alors un leger glissement de la partie superficielle.

Ce phenomene est favorise dans les climats froids ou le sol est gele en permanence, c’est le permafrost ou pergelisol. . La coulee boueuse se produit sur les pentes les plus accentuees. Ce processus est lie a la saturation de l’eau du sol. . Les glissements de terrain concernent un phenomene brutal qui correspond a une destabilisation d’un versant. Il s’agit du glissement d’une parie du versant favorise par la superposition de couches de roches tendres et dures. La couche tendre cede, puis la couche dure s’affaisse. . Les chutes de pierres ou eboulements. La vitesse, l’importance, la frequence de tous ces phenomenes dependent de nombreux facteurs tels que la pente, les vegetaux, les activites humaines, la nature des roches et de la presence d’eau courante qui entraine la matiere. Il peut se produire un ruissellement en nappes qui concerne l’ensemble du versant ou un ravinement par un ecoulement de l’eau se concentrant en certains endroits du versant, ce qui entraine l’apparition de petites vallees et de ravins. Un ravinement prolonge entraine des « bad-lands » tel que le Grand Canyon. b/ L’erosion et le transport par les cours d’eau : Il s’agit d’une erosion qualifiee de lineaire car se deroulant le long des cours d’eau. . Il s’agit d’abord d’une abrasion laterale des roches due au cours d’eau ayant lieu sur les berges, puis d’une erosion verticale se deroulant au fond du lit du cours d’eau. Il existe parfois une erosion en amont des sources d’eau. . La plupart des materiaux erodes sont transportes par un cours d’eau. . La charge d’un cours d’eau, c’est le volume de materiaux transportes par ce cours d’eau. La charge d’un cours d’eau augmente avec son debit. La charge specifique d’un cours d’eau, c’est sa charge divisee par le debit du cours d’eau.

Elle s’exprime en t/m3. On y trouve toutes les matieres dissoutes, les blocs rocheux et les particules solides. . La competence d’un cours d’eau, c’est la taille maximale des blocs rocheux transportes. Elle depend surtout de la vitesse d’ecoulement de l’eau, qui depend elle-meme de la pente. En montagne, la competence est importante. La Seine a la competence d’entrainer des particules de 0,1 mm3. . La degradation specifique s’exprime sur l’ensemble d’un bassin versant. On mesure le poids de la matiere transportee ajoutee au poids de la matiere dissoute sur une annee, divisee par la superficie du bassin versant.

Elle est exprimee en t/km? /an. Le Saint-Laurent au Canada presente une degradation specifique de 45t/km? /an, le Rhone de 850 t/km? /an, le fleuve jaune de 2100 t/km? /an. Il s’agit ici de moyennes car la matiere est erodee par phases, a coups. c/ Erosion et transport par les glaciers : . Les glaciers effectuent une erosion verticale en abrasant le socle, ainsi qu’une erosion laterale. Il existe 2 types de glaciers : les glaciers de montagne ou de pentes et les glaciers d’inlandsis ou les calottes glacieres. . Les glaciers d’inlandsis representent 9/10 de la glace mondiale.

La plupart sont mobiles. Les glaciers de montagne sont les plus rapides en terme de deplacement car l’ecoulement est due a la force de gravite. La vitesse de deplacement d’un glacier depend de la pente, de la forme de la vallee, de l’epaisseur de la glace et de la temperature. Les calottes glacieres divergent du fait d’un effondrement interieur par accumulation de neige jeune a la surface, qui va devenir glace. Les differences de pressions entre glaces anciennes et plus recentes entrainent une divergence et un mouvement du glacier. 3) Accumulation et sedimentation : a/ Ou se produisent-elles ? De maniere generale, le transport se realise de l’amont vers l’aval. Ainsi, l’accumulation de matiere et la sedimentation se realisent dans les parties basses. . Au bas des versants : – Talus d’eboulis au bas des parois rocheuses, des falaises. – Les torrents deposent des cones de dejection a la sortie des vallees encaissees. – Les rivieres deposent des particules sous forme d’alluvions a l’aval des versants. On trouve des plaines alluviales a l’aval des bassins versants. . Dans les etendues marines, selon la competence de la riviere : – Si la competence de la riviere est forte, la riviere forme alors un delta (Rhone).

La riviere transporte plus que ce que les courants marins peuvent evacuer. – Si la competence de la riviere est faible, la riviere forme alors un estuaire car les courants marins evacuent la matiere. . Les sediments issus des glaciers sont des moraines sur les cotes (erosion laterale) et a l’aval des glaciers. Les moraines sont composes de particules de tailles variees car les glaciers transportent a la meme vitesse tous les materiaux quelque soient leurs densites. . L’accumulation des materiaux sur les littoraux forme des plages lorsque les courants marins sont faibles.

De meme, l’accumulation de matiere lacustre et sur les fonds marins se realise par depot de sediments. b/ La formation des roches sedimentaires : . Le depot de matiere entraine une accumulation de matiere, puis apres quelques temps, une compaction et un durcissement de la matiere qui forme alors une roche sedimentaire. . Les depots de matiere s’accumulent en strates successives sur le socle. . il existe 2 types de roches sedimentaires : -Les roches sedimentaires minerales sont des depots dus a la fragmentation d’une roche pre-existante. Le granite est une roche sedimentaire detritique ou minerale.

Le processus d’arenisation du granite, puis le transport de la roche transformee entraine le depot de particules de sables. – Les roches sedimentaires d’origine organique ou sediments biochimiques. Elles resultent de l’erosion chimique des roches et des organismes vivants. 4) Conclusion : . Lorsque l’on exclue la tectonique, c’est la circulation de l’eau sous toutes ses formes qui est le facteur le plus important pour expliquer l’evolution des formes du relief. Neanmoins, le role de l’eau est difficile a isoler de ceux de la biosphere et de l’atmosphere.

Ces processus jouent de maniere combinatoire. . On aboutit au cycle des roches : Les roches ignees ou cristallisees–>’Alteration, erosion–>’sediments–>’roches sedimentaires–>’Si la temperature et la pression augmentent–>’roches metamorphiques en profondeur–>’magma–>’roches volcaniques ou effusives–>’roche cristalline. Chapitre 2 : Quelques notions d’hydrologie continentale : 1) Le bilan hydrologique : . L’etude de l’hydrosphere, c’est l’etude de toutes les eaux terrestres. On a d’abord les eaux marines de l’ocean mondial (97%) sous formes liquide et solide.

On a aussi les eaux atmospheriques sous les etats gazeux, liquide et solide. On a enfin les eaux continentales sous formes liquide et solide. . Il existe une equation du bilan hydrologique : P (precipitations) ou entrees=Q (ecoulement)+E (evaporation) ou sorties+? R (variation des reserves) C’est une equation dont le bilan est nul pour une aire etudiee sur le long terme. L’ecoulement depend de la nature des roches. 2) L’ecoulement fluvial : a-Les regimes fluviaux : . Il s’agit des quantites d’eau s’ecoulant dans une riviere. Les regimes fluviaux dependent de differents parametres : l’abondance des precipitations – la taille et la forme du bassin versant = superficie sur laquelle les eaux s’ecoulent et se concentrent. – L’occupation, la nature du sol et des roches, l’anthropisation des sols, la presence de zones de retention d’eau ou l’eau est stockee durablement. . Pour quantifier les regimes fluviaux, on mesure le debit liquide d’une riviere, c’est une mesure en un point precis dans une station de jaugeage en m? /s. La mesure du module d’un cours d’eau permet d’obtenir une vision sur le long terme d’un regime fluvial. C’est la moyenne du debit liquide sur plusieurs annees.

On peut ainsi obtenir le cycle annuel et le cycle saisonnier d’une riviere. . On mesure le debit specifique d’une riviere qui prend en compte la taille du bassin versant. Debit specifique=module du cours d’eau/ superficie du bassin versant Pour la Seine, le module est de 266 m? /s pour un bassin versant de 44 000 km? : le debit est de 6l/s/km?. Pour l’Amazone, le module est de 190 000m? /s pour un bassin versant de 6,3 millions de km? : le debit specifique est de 30l/s/km?. Les conditions y sont plus pluvieuses et les sols y sont plus impermeables pour 1 km? de bassin versant. Lorsque l’on mesure le cycle saisonnier d’un cours d’eau, on prend en compte les variations saisonnieres de quantites d’eau dans les cours d’eau. Il permet de differencier les saisons de hautes et basses eaux ou les saisons de fort ou faible debit. La saisonnalite des regimes fluviaux est essentiellement gouvernee par la climatologie. Cette saisonnalite est cyclique et recurrente, c’est une situation moyenne. . Il existe de nombreux regimes hydrologiques (doc 43). On distingue les regimes simples des regimes mixtes. Les regimes simples presentent une seule cause principale de saisonnalite.

Les regimes hydrologiques mixtes presentent plusieurs causes de saisonnalite. Il existe differents types de regimes hydrologiques simples : – Le regime pluvial presente une saisonnalite dans les quantites d’eau. On le trouve surtout dans les zones tropicales ou dans les regions oceaniques ou il existe une saisonnalite dans les precipitations. – Le regime nival est lie a la fonte des neiges au printemps. – Le regime glaciaire est lie a la fonte des glaciers durant l’ete. – Le regime thermal est lie aux variations des temperatures. C’est surtout le cas en altitude ou les rivieres se glacent en hiver.

Il existe aussi differents types de regimes hydrologiques mixtes : – Le regime pluvionival ou il existe une saison favorable liee aux pluies et une autre saison favorable liee a la font des neiges. On a ainsi 2 pics de debit pour une meme saison. – Le regime nivo-glaciaire. On a aussi des cas de regimes hydrologiques ponderes caracterises par des variations saisonnieres peu marquees, souvent masquee par l’anthropisation. Dans ce cas, le regime hydrologique peut etre influence ou socialise (modification complete du regime hydrologique). . En realite, les cours d’eau presentent oujours de multiples influences dans leur saisonnalite, surtout dans les grands bassins versants. b- Les evenements hydrologiques exceptionnels : . Les regimes pluviaux sont des situations moyennes. Chaque annee, l’hydrologie est differente du fait des variations rapides des precipitations. Une crue est par nature imprevisible car c’est la reponse a un evenement ponctuel. C’est une montee du debit exceptionnelle. La duree d’une crue est variable, mais generalement, la montee du debit est plus rapide que la phase de descente. .L’hydrogramme represente le debit d’un cours d’eau en fonction du temps (doc 44).

La duree d’une crue depend de differents parametres comme la taille du bassin versant. La phase 1 est la periode precedant la crue. Elle est caracterisee par une absence de precipitations. La phase 2 d’une crue observe une augmentation des precipitations, et il existe un decalage dans le debit. C’est la courbe de concentration. Cette augmentation depend de la taille du bassin versant, de la lithologie, de la forme du bassin versant et de la topographie. Durant cette phase, on observe le pic de crue. La phase 3 concerne la phase de decrue.

La decroissance du debit est plus lente que sa phase de croissance. La phase 4 represente la courbe de tarissement. La crue est terminee, c’est la fin du ruissellement en surface. L’occupation du sol et l’importance e la couverture vegetale jouent sur l’infiltration de l’eau dans le sol et donc sur l’intensite de la crue. 3) Conclusion : . Le role du climat sur l’hydrologie continentale est determinant a large echelle. A des echelles plus fines, il intervient d’autres parametres. L’Homme peut modifier par son action tous ces parametres par la construction de barrages par exemple.

Chapitre 3 : Des formes gouvernees par la nature des agents erosifs. . Les modeles dependent de la nature des agents erosifs. Ceux-ci sont gouvernes en grande partie par le climat et surtout par la quantite des precipitations. Ces agents erosifs peuvent avoir des consequences differentes selon la nature des roches. La morphologie d’un lieu donne ne resulte pas forcement du climat actuel, sinon de la paleoclimatologie : c’est le role des heritages. 1) Les modeles fluviatiles de base et l’organisation des reseaux hydrologiques : . On s’interesse ici a la forme et a l’organisation des reseaux hydrologiques.

La maniere dont s’ecoule l’eau depend des poids respectifs de l’erosion et de l’accumulation de matiere, mais elle depend aussi de la tectonique (plis, failles) et de la lithologie (permeabilite, durete). a) Les lits fluviaux et leurs profils : . De maniere generale, dans la partie amont des cours d’eau, les lits fluviaux s’ecoulent dans la vallee selon un profil transversal en V car les pentes et l’erosion y sont importantes. Il s’agit alors d’une erosion lineaire ou regressive puisque le cours d’eau effectue une erosion verticale de la vallee. Le talweg de la vallee se confond alors souvent avec le cours d’eau.

De meme, on y observe des cours d’eau a competence importante. Le lit est forme de grosses roches. Le cours d’eau a tendance a etre rectiligne du fait des fortes pentes. . Dans les parties basses du bassin versant, la vitesse d’ecoulement diminue avec la pente. Le cours d’eau presente une competence moindre et le lit est tapisse d’alluvions ou de sables. Les vallees present un profil transversal en U et sont plus larges. Plus le fond du cours d’eau est plat, plus le cours d’eau a des chances de se diviser : chenal en tresses ou anastomose. . Le profil transversal d’une vallee est compose de 4 elements : le chenal d’etiage. C’est l’element le moins large du cours d’eau. Durant la saison des basses eaux, il concentre les plus faibles debits du cours d’eau. – Le lit mineure ou ordinaire : C’est le lit dans lequel s’ecoulent les hautes eaux lors de la saison de maximum de debit. Chaque annee, le cours d’eau occupe au moins une saison son lit mineure. La vegetation ne peut s’y developper, c’est un univers mineral. – Les berges : Elles sont surelevees par rapport au lit fluvial. Elles sont formees de depots de materiaux grossiers deposes lors des grosses crues. Les berges delimitent le lit mineur generalement. Le lit majeur ou la plaine d’inondation : c’est l’element le plus large de la vallee, compose de limons fins. Il est envahit par les eaux en periode de crues. Le sol y est t fertile, ce qui permet la croissance d’une vegetation adaptee a l’humidite importante. Dans certains cas, le lit majeur peut former une plaine d’inondation de plusieurs km? , souvent mise en valeur par l’agriculture. – Les terrasses alluviales : Il s’agit de surfaces planes et surelevees par rapport au lit fluvial. Elles ne sont pas dues a l’ecoulement actuel des eaux, mais il s’agit de formes heritees. ) L’evolution du trace : . Le creusement et l’alluvionnement conduit a une evolution complexe du trace au cours du temps. . Lorsque la pente est faible, les crues sont associees a des debordements dus a l’accumulation de sediments et a la rupture des berges. Cette rupture peut mener a une modification du trace du cours d’eau. Le Huang Ho ou fleuve jaune a connu de nombreux traces au cours du temps. Le plus souvent, il s’agit d’une evolution du lit mineur. . Les meandres sont des sinuosites des cours d’eau lors des tres faibles pentes. Il existe deux types de meandres : les meandres encaisses : la riviere meandre au fond d’une vallee dont les versants suivent les meme sinuosites que le cours d’eau. – Les meandres libres : Elles se situent sur les fonds de vallee uniformement plats et le trace des versants est sans correspondance avec le trace des meandres. . Au cours du temps, les meandres deviennent de plus en plus prononces. Le courant le plus rapide est deporte vers l’exterieur du meandre ou la rive concave. Le cours d’eau erode la rive concave et forme un abrupt. Le courant le moins fort se trouve sur la rive convexe. Il se produit ainsi un alluvionnement des rives convexes.

Le lobe du meandre peut disparaitre par creusement. Il s’agit alors d’un meandre recoupe. La partie non utilisee forme alors un bras mort. . Il existe trois evolutions majeures du trace d’un cours d’eau du fait de l’erosion lineaire : – l’evolution du profil longitudinal du cours d’eau (doc 45). Initialement, ce profil est tres irregulier te devient de plus en plus lisse au cours du temps du fait de l’erosion. En general, le profil longitudinal d’un cours d’eau est concave. Dans la partie amont du cours d’eau, les fortes pentes entrainent un fort processus d’erosion.

A l’aval, les faibles pentes favorisent l’alluvionnement du cours d’eau. – La surimposition et l’antecedence (doc 12 et 13) : Il s’agit de deux cas de figure ou le cours d’eau traverse perpendiculairement un plissement de terrain, ce qui produit une entaille ou cluse dans le plissement de terrain. Pour la surimposition, on explique la cluse par le fait que le pli etait recouvert de terrain sedimentaire. Au cours du temps, le cours d’eau erode le terrain sedimentaire puis le plissement de terrain. Pour l’antecedence, la riviere etait deja la. Il se produit ensuite le soulevement du pli. Le cours d’eau erode ensuite le pli et donne ne cluse. – La capture (doc 14) : C’est le detournement de la partie superieure d’un cours d’eau par l’affluent d’un autre cours d’eau. c) Les types de reseaux hydrographiques : . La densite du reseau hydrographique depend avant tout de la permeabilite de la roche. A l’echelle d’un bassin versant, on peut trouver differents types d’ecoulements des eaux (doc 15). Le reseau hydrographique hierarchise (ou dentritique) est le plus courant : tous les cours d’eau convergent vers un cours d’eau principal. . A l’echelle continentale, l’organisation des reseaux depend de l’organisation des reliefs essentiellement.

En Amerique du Sud, les reliefs sont situes a l’ouest du continent. La taille des bassins versants depende de cette localisation. Les bassins endoreiques sont des bassins versants isoles de l’ocean. Les rivieres s’ecoulent en direction de cuvettes fermees ou l’eau s’evapore. ex : mer d’Aral, mer Morte, lac Tchad. 2) Les modeles glaciaires et periglaciaires : . Les modeles glaciaires se situent vers les temperatures basses (hautes latitudes et hautes latitudes). On peut trouver des formes glaciaires et periglaciaires heritees. Ces modeles peuvent avoir ete remodeles, alteres par d’autres mecanismes erosifs. ) Formation et evolution d’un glacier : . Pour un glacier de vallee, il commence a se former par accumulation de neige a l’amont, qui se compacte et devient de la glace. Elle descend le long des versants par gravite. Les crevasses ou seracs sont les endroits ou est fracturee la glace. . Les glaciers d’inlandsis ont de la neige qui s’accumule au centre. La glace sombre et diverge. b) Les modeles glaciaires des montagnes et de leurs marges : doc 16,17 . La glace est un element fortement erosif. Les glaciers de vallee rabotent les fonds de vallee ainsi que les versants de cette vallee.

Ainsi, ces vallees ont un profil en U ou en auge. A l’origine, il ‘set produit un creusement des vallees alpines, notamment au cours des glaciations du quaternaire. . A l’amont, le creusement est parfois irregulier. On a un resserrement de la vallee, mais avec une plus forte pente, il s’agit du verrou. . Les glaciers a forme circulaire sont a l’origine de creusements de depressions, de versants abrupts ou de cirques glaciaires. . Ce creusement engendre des debris rocheux qui s’accumulent sous forme de moraines (cordons de debris situes sur l’avant ou sur les cotes du glacier.

Une frontiere frontale se situe a l’avant du glacier alors que les moraines laterales se situent sur les cotes des glaciers. ). On trouve toutes les tailles de blocs rocheux au sein des moraines. La moraine frontale indique l’etat d’avancement du glacier. Il y a eu 4 glaciations au cours du quaternaire : Wurm, Riess, Mindel et Gunz. c) Les modeles glaciaires d’inlandsis : . Les inlandsis se trouvent dans les zones polaires. Il s’agit de structures d’accumulation de glace souvent assez monotones dans leurs parties centrales avec une calotte de 2 a 3000 metres par endroits.

C’est un plateau de glace assez uniforme ou peuvent s’elever des sommets rocheux. A leurs peripheries, la calotte peut se terminer en ice self ou en calottes flottantes ou l’inlandsis peut drainer des moraines jusqu’au milieu periglaciaire. . Durant les glaciations, quaternaires, les calottes ont recouvert certains continents et ont laisse des modeles et des bosseles caracteristiques, notamment dans les regions de socle granitique ou l’on observe la presence de collines et de cuvettes. Sur les plaines sedimentaires, elles ont laisse un relief plus complexe (doc 18). ) Les milieux periglaciaires d’hier a aujourd’hui : . Dans les regions subpolaires, l’alternance du froid et des periodes plus douces, conjuguee a la quasi absence de vegetation fait que l’erosion est active, surtout en printemps et en ete lorsque les temperatures augmentent. . Pendant l’ete, seule la partie superieure du sol degele, c’est le mollisol, qui fait 1 a 2 metres d’epaisseur. Il se trouve alors sature en eau. L’alternance gel-degel cree une deformation et des plissements dans le mollisol et surtout dans la periode de degel ou on peu avoir l’affaissement de depressions fermees (allas).

Elles s’elargissent ensuite pendant la duree du degel par ecroulement des versants. Lors de la periode de gel, il se produit des soulevements car le sol est sature en eau. L’alternance brasse la matiere en surface. On peut avoir le long des versants un glissement des parties superficielles sur un sol gele : c’est la coulee de solifluxion. La matiere est ensuite evacuee essentiellement par l’ecoulement fluvial qui n’est pas permanent (la debacle= lors degel et retour a l’ecoulement fluvial). L’ecoulement mixte glace-eau erode fortement le socle et conduit a l’elargissement des vallees (doc19). ) Les formes specifiques a la zone chaude : . Pour des raisons d’insolation, la zone intertropicale a en permanence des temperatures elevees. La saisonnalite climatique se fait par la variation des precipitations. L’occupation du sol ainsi que les modeles des versants et des milieux dependent fortement des quantites de precipitations. a) Tropiques humides et tropiques secs : . A ces differents types de climat correspondent differents types de colonisation des milieux par la vegetation. * La foret fluviale : Elle se developpe lorsque les precipitations sont abondantes et bien reparties au cours du temps (;1300 mm/an). Elle a un feuillage abondant qui intercepte les gouttes de pluie. Il y a donc moins de contact avec le sol. Les racines favorisent la penetration des eaux en profondeur et reduisent le ruissellement en surface. L’enchevetrement des racines maintient les particules solides du sol qui est donc epais. L’importance des precipitations peut engendrer la dissolution des elements chimiques du sol. Ces elements sont propices pour le developpement des plantes.

Ils sont entraines en profondeur par les eaux et le sol est moins fertile en surface. C’est le processus de lessivage des sols. . Le lessivage n’entraine pas de perte majeure de matiere car seuls les elements solubles sont enleves. Les particules solides sont prisonnieres des racines. Le sol devient plus dur au fil du temps et les pentes fortes sont maintenues. Le relief est forme de champs de collines de forme convexe avec des pentes basales assez raides. C’est un relief en demi orange. * La savane : . Quand l’eau vient a manquer pour la foret, c’est la savane qui s’installe.

C’est une transition progressive avec des savanes plus ou moins arborees. La savane se developpe la ou la foret manque d’eau. La saison seche y est trop longue pour le developpement des arbres. C’est surtout la repartition des pluies au cours du temps qui regit cette implantation. . L’absence d’arbre genere differents types de processus : – l’effet splash : la pluie bat les sols et forme une croute dure en surface. – Une circulation importante de l’eau dans les sols par disparition des racines. – Processus de lessivage. Les particules solides estees en surface sont du fer et de l’aluminium qui ont tendance a se souder les unes aux autres sous l’effet de l’eau et forment une carapace a la surface des sols (laterite) qui montre l’appauvrissement des sols. b) Quelques particularites de l’aridite : . L’aridite, c’est des conditions normales de manque d’eau recurrentes dans certains climats. L’aridite est responsable de l’occupation du sol et des modeles des sols et des versants. Sur un sol meuble, l’absence d’eau est a l’origine de fentes de dessiccation ou de fentes de retrait. Elles resultent du compactage du sol une fois l’eau evaporee.

Lorsqu’il pleut, des elements chimiques solubles repassent dans l’eau (calcaire, gypse). Lorsque l’eau s’evapore, ces elements retournent a l’etat solide et forment une croute a la surface du sol. Ces croutes peuvent faire jusqu’a 1 metre d’epaisseur. Les reliefs sont ainsi proteges de l’erosion fluviatile. Ailleurs, l’action de ruissellement fonctionne par accots et est tres efficace du fait de l’absence de vegetation. Les rares pluies se concentrent dans les oueds, vallees non perennes et bien creusees, rivieres dont la duree de vie n’excede pas quelques heures. ) Les modeles eoliens : . L’erosion fluviatile est limitee en zone aride. Dans ces zones, les processus a l’origine de l’erosion et des formes du relief sont des processus eoliens. Les modeles eoliens sont particulierement presents en zones arides ou il y a une quasi absence de vegetation qui favorise la mise en mouvement des particules fines lorsque le vent est fort. . On trouve des modeles eoliens le long des littoraux et des regions periglaciaires, la ou il fait trop froid ou sec pour un developpement durable de la vegetation.

Dans les milieux arides, c’est le vent qui a l’action la plus importante, mais il ne peut deplacer que des particules tres fines. Le balayage des particules fines, c’est la deflation. Une fois arrachees, elles peuvent gagner les tres hautes latitudes. D’autre part, la majorite reste dans les basses latitudes et sont deplacees par des sauts successifs, c’est la saltation. Le mouvement de ces particules provoque une usure de la roche, c’est la corrasion eolienne. Elles se deposent dans les bassins ou elles forment des dunes. Les regions desertiques presentent toute une gamme de modeles eoliens originaux (doc 20).

On distingue les modeles d’ablation et les modeles d’accumulation. . Sur les surfaces alluviales (planes) soumises regulierement a l’action du vent, le vent elimine le sable et les particules meubles et seules subsistent des galets et des blocs rocheux sur un sol rocheux. La corrasion eolienne peut donner forme a des modeles originaux. Le jardang est une butte effilee et dissymetrique. Une roche champignon est moins large a la basse qu’au sommet. . L’accumulation des sables se fait sous forme de dunes. C’est un univers sableux. Seuls 15% de la superficie des deserts sont composes d’ergs. .