INTRODUCTION A LA GEOMORPHOLOGIE

INTRODUCTION

D’après G. Gusdorff, « pour entrer en possession de la planète terre, il faut comprendre pourquoi toutes les maisons ont des matériaux différents ».A une époque, les matériaux avec lesquels étaient faites les maisons, reflétaient le sous-sol. Pourquoi les montagnes sont-elles si différentes ? Pourquoi y a-t-il des tremblements de terre ? Pourquoi ont-ils lieu à certains endroits et pas à d’autres ? Depuis des millénaires, les hommes transforment les milieux naturels. Existe-t-il encore aujourd’hui, sur la terre, des espaces vraiment naturels ? Non. Or, le relief constitue l’ossature des paysages. Du coup, il est le cadre des activités de l’homme. Ce relief peut imposer des contraintes.Cette difficulté de mise en valeur s’est accentué avec la mécanisation de l’agriculture. Les avalanches peuvent être meurtrières dans les montagnes. Les montagnes ont aussi leurs influences sur les masses d’air. Mais le relief peut aussi présenter un certain nombre d’avantages.Par exemple, des pays comme le Tchad ou le Niger ne bénéficient pas des mêmes avantages que la Côte d’Ivoire, juste parce qu’ils ne possèdent pas de façades littorales.L’étude du relief ne peut pas être séparée de l’étude des aménagements humains.

A la fin du XIXe siècle, la géographie se constitue en science. Les géographes s’interrogent sur les relations entre les milieux naturels et les sociétés humaines. Au XIXe siècle, Darwin montre comment les espèces ont évolué et se sont adaptées aux milieux dans lesquels elles vivent.On nous dira que la disponibilité en eau expliquent la répartition des habitats, que les habitats sont dispersés sur les sols imperméables. Mais ce n’est pas forcément vrai : dans le Woeuvre, les habitats sont groupés sur les sols perméables.Les géographes, au XIXe siècle, vont expliquer les phénomènes humains, exclusivement par les caractères physiques : c’est le déterminisme naturel.Au début du XXe siècle, Paul Vidal de la Blache (fondateur de l’école de géographie française : l’école vidalienne) donne naissance, à une époque où les divisions des espaces nationaux changeaient en fonction des conflit, au concept de région naturelle. D’après lui, une région naturelle est caractérisée par sa topographie, son climat, les roches qui la constituent (géologie), sa pédologie et sa végétation, tous ces caractères étant les mêmes dans toute la région. Tous ces éléments sont facilement visibles dans les paysages. Au début du XXe siècle, la notion de frontière nationale apparaît : c’est la limite d’un pays, qui se remarque par ses caractéristiques d’altitudes et de paysages.L’INSEE et le ministère de l’agriculture ont défini, en 1955, les régions agricoles (il en existe 432 en France) et les petites régions agricoles (au nombre de 713), qui servent de base au recensement agricole, sur la base des caractéristiques topographiques, climatologiques, géologiques, pédologiques et végétatives.Après la seconde guerre mondiale, l’étude des milieux nationaux est fortement délaissée, au profit de la recherche de modèles mathématiques : c’est la géographie quantitative.La géographie va avoir de plus en plus recours à l’ethnologie, l’économie et la sociologie. On a l’impression que les techniques peuvent s’affranchir de toutes les technologies. C’est l’époque où l’on tente de reconstituer la géographie du passé. Dans les années 70, le problème était de dater avec précision les surfaces d’aplanissement.

Les géographes physiciens gomment la présence de l’homme à la surface de la Terre. A partir des années 70, la géographie physique réintègre l’homme dans sa réflexion. On prend conscience, avec l’épuisement des gisements miniers, et avec la crise pétrolière, qu’on ne pouvait pas se permettre de gaspiller autant. On prend conscience que la Terre a des ressources limitées et non renouvelables. A cette époque, la croissance démographique était incontrôlée, le développement économique était important et certains pays étaient irresponsables dans la mise en valeur de leur territoire (l’URSS, par exemple). On ne se préoccupait absolument pas des ressources que pouvaient avoir la Terre et surtout de savoir si ces ressources étaient limitées. Tout cela nous invite à réfléchir sur la manière d’aménager notre environnement, et donc à mieux le connaître. Autre exemple : le barrage des Trois Gorges en Chine, a entraîné le déplacement de 3 millions de personnes. Nos moyens techniques actuels sont capables de destruction.

Au lendemain de la seconde guerre mondiale, on a fait le remembrement des parcelles. On s’est rendu compte que l’érosion était très active, même dans les milieux « faciles ». Les mouvements écologiques reflètent l’inquiétude croissante face à l’avenir de l’environnement. Les écologistes ont alerté l’opinion, les responsables politiques et économiques sur une utilisation irresponsable de la planète. En 1992, une réunion écologique a eu lieu à Rio de Janeiro. Certaines notions sont en train de prendre forme, notamment la notion de « développement durable ».La nouvelle loi d’orientation agricole et les Contrats Territoriaux d’Exploitation sont en train de se mettre en place. Les CTE sont des contrats entre les agriculteurs et les dirigeants politiques.

I UNE GRANDE DIVERSITÉ DE FORMES TOPOGRAPHIQUES

Topographie signifie, étymologiquement, description des lieux (c’est-à-dire du relief et des éléments artificiels qu’il porte). Orographie signifie, description des formes de relief. L’étude scientifique du relief est récente. On ne sait pas correctement mesurer l’altitude avant la deuxième moitié du XVIIIe siècle. Et il faudra attendre le début du XXe siècle pour que les côtes d’altitude figurent sur les cartes.Avant l’utilisation des courbes de niveaux, le relief était figuré par un système de hachures. Les hachures étaient d’autant plus serrées que le dénivelé était important.Le relief se caractérise par l’altitude (le dénivelé par rapport à la mer : 0 mètre correspond au niveau moyen de la mer mais ce niveau change suivant les pays). En France, 0 mètre correspond au niveau moyen de la mer à Marseille. C’est ce qui explique que dans des régions frontalières, les cartes présentent des altitudes différentes de part et d’autre de la frontière.Le satellite Topex-Poseidon, lancé en 1992, est capable de mesurer des dénivelés au cm près.

A. Les formes topographiques de premier ordre

Le relief se caractérise aussi par les pentes qui forment un versant. On appelle versant, un fragment de surface topographique, presque toujours plus ou moins ondulée. On peut dire que la topographie se ramène à un ensemble de versants se recoupant. Mais habituellement, on emploi le mot versant dans un sens plus restreint : versants de vallée. Les versants de vallée sont les deux surfaces qui encadrent une vallée bien dessinée et le définissent.Un versant est caractérisé par sa pente, valeur numérique de son inclinaison par rapport à l’horizontale. La pente est rarement nulle. Par extension, on parle de pentes au lieu de versants. Il convient de distinguer cependant les deux notions.On appelle pente insensible, une pente dont le pendage est compris entre 0 et 3°.On appelle pente faible, une pente dont le pendage est compris entre 3 et 10°. L’érosion démarre entre 5 et 10°, en fonction de la roche et du climat.

On appelle pente moyenne, une pente dont le pendage est compris entre 10 et 27°.On appelle pente forte, une pente dont le pendage est compris entre 27 et 35 ou 40°. 35° est la pente d’équilibre d’un talus d’éboulis : c’est le versant de Richter (géomorphologue suisse).On appelle pente très forte, une pente dont le pendage est compris entre 35-40 et 90°.Lorsque le pendage est supérieur à 90°, c’est un surplomb : le haut de la pente déborde sur le bas de la pente.La forme du versant va nous donner des indications sur la nature des roches qui composent ce versant. Une même valeur de pente n’a pas partout la même signification pour l’observateur. Elle apparaîtra plus accentuée en plaine qu’en montagne.Les couches dures donnent plutôt une pente convexe2, c’est-à-dire que la pente croît constamment vers le bas. Les couches tendres donnent plutôt une pente concave1, c’est-à-dire que la pente décroît constamment vers le bas. Mais le versant peut aussi être convexo-concave3 (c’est le cas le plus fréquent), c’est-à-dire qu’il est formé de deux secteurs étagés, l’un concave, l’autre convexe, séparés par le point d’inflexion. La position du point d’inflexion sur le versant donne la priorité, le plus souvent à l’un des deux secteurs.

On analysera aussi le profil longitudinal (c’est-à-dire la forme de l’escarpement dans l’espace). Celui-ci peut être festonné1 ou longitudinal2. Une bonne description topographique constitue le préalable de l’analyse physique terrestre.

On peut trouver sur l’escarpement une ligne de rupture de pente : la pente y change de valeur sans changer de sens, ou un replat : il est constitué par un secteur en pente plus faible compris entre deux secteurs en pente plus forte ; donc limité par deux ruptures de pente.

On parle de talus lorsque la pente est peu marquée et que la dénivellation est faible. Par contre, si la pente est plus raide et la dénivellation plus importante, on parlera d’escarpement.Le commandement correspond à la dénivellation entre le haut et le bas de la pente.

Vers le bas, le regroupement de deux versants définit le talweg, c’est-à-dire une ligne joignant les points les plus bas de la topographie (lit de la rivière ou talweg sec). Sauf exceptions (contrepentes1), sa pente est continue de l’amont vers l’aval (mer, lac, océan, confluent).

Vers le haut, la crête ou ligne de faîte joint les points les plus hauts de la topographie. Son aspect dépend de la pente des versants : crête aigüe1, en lame de couteau (versants très raides. Les Alpes, par exemple) ; crête surbaissée, plutôt convexe2 (versants en pente faible ou très faible. La plaine, par exemple).

Lorsque la ligne de faîte présente fréquemment des abaissements, des interflexions (ou cols), on appelle cela un interfluve1.

B. Les formes topographiques de second ordre

Elles sont formées par un ensemble de versants (au sens large du terme). Les principales sont : - la butte : relief dont les versants s’abaissent dans toutes les directions à partir du sommet, assez plan en général. Forme isolée, fréquente, banale.- la cuvette (ou dépression fermée) : l’inverse de la butte : relief dont les versants s’élèvent de tous côtés à partir du centre (du fond). Ces formes, plus rares, répondent à des conditions particulières de genèse (calcaire, zones arides ou subarides, modèle glaciaire).- l’éperon (ou promontoire) : avancée de terrain formé de deux versants opposés dont la ligne de faîte s’abaisse dans une direction donnée.

C. Les formes topographiques de troisième ordre

La vallée est un ensemble formé par deux versants et un talweg. Elle peut être soit drainée par un cours d’eau permanent, temporaire ou périodique, soit sèche : le talweg n’est suivi par aucun cours d’eau.Grâce au profil en travers, en chaque point on distingue : 1. le lit, occupé par la rivière : - lit d’étiage, occupé en basses eaux- lit ordinaire, occupé en moyenne, parfois limité par des talus, micro falaises ou berges- lit majeur (ou lit d’inondation), recouvert seulement lors des crues2. un fond en pente faible, plus ou moins large, parfois absent3. les versants proprement dits (au sens habituel du terme). La forme de la vallée dépend de la largeur et de la profondeur des divers lits, de la largeur du fond, de la pente et de la régularité des versants. Un secteur étroit, aux versants raides, sans large fond est un défilé (ou une gorge).Le profil longitudinal est caractérisé en général par la pente continue de l’amont vers l’aval. Les contrepentes (la pente change de sens, « remonte vers l’aval ») sont des anomalies.La pente peut varier selon les secteurs : secteurs en pente faible alternant avec des secteurs en pente plus forte, séparés par des ruptures de pente.

Le plateau se caractérise par une surface topographique grossièrement plane dans l’ensemble (elle peut être bosselée dans le détail) ; des vallées encaissées, plus ou moins profondes, aux versants raides, en pente forte ou très forte, et une rupture de pente nette en haut, contrastant avec l’allure tabulaire de la surface sommitale. Le plateau peut avoir une inclinaison d’ensemble (à déterminer) ; son altitude absolue peut être très variable.Il faut distinguer : - les plateaux massifs, où les vallées encaissées sont rares et très écartées, où les surfaces planes sont étendues (les Causses, par exemple)- les plateaux disséqués, à vallées resserrées : lanières de plateaux (le Soissonnais, par exemple).La forme des plateaux peut avoir des implications stratégiques, économiques, d’aménagement ou tout simplement être le résultat de l’érosion.

La plaine est une surface grossièrement plane où les vallées sont peu ou pas encaissées, aux versants en pente faible ou insensible, aux lignes de faîte peu marquées.Il faut distinguer : - la plaine presque parfaite (la plaine de la Lys, ou la Flandre Maritime, par exemple)- la plaine ondulée ou vallonnée, où les pentes sont plus fortes et les vallées plus encaissées (la Champagne, ou la Flandre intérieure, par exemple).On peut passer au relief de collines. L’altitude absolue n’intervient pas ; on peut trouver des plaines de 0 (et en-dessous) à plus de 5000 mètres.

Les collines. Dans ce type de relief, les surfaces planes ont disparu. De nombreuses crêtes, parfois vigoureuses, résultent du rapprochement de vallées resserrées où la pente des versants a une valeur faible ou moyenne (les collines d’Aquitaine, par exemple). Le mot collines est parfois employé à tort : les collines d’Artois, par exemple.

Montagne est, lui aussi, un terme assez vague. Il suppose les caractères suivants : raideur des pentes des versants, vallées profondes et encaissées, dénivellations fortes, crêtes bien marquées, parfois aiguës, dénivellation sensible par rapport aux régions voisines, altitude absolue en général au-dessus de 500 mètres (mais ce n’est pas une règle absolue).

On subdivise parfois en : - relief de haute montagne. Versants très raides, crêtes aiguës en lame de couteau, vallées profondes et encaissées (plus de 500 mètres). L’altitude absolue est secondaire. On trouve ce relief de 400 m (en Norvège) à 9000 m (l’Everest)- relief de moyenne montagne. Allure plus lourde, crêtes moins aiguës, sommets moins énergiques (ballons, fragments de plateau), vallées moins profondes (par exemple, les Vosges, le Jura, l’Oriental, la Chartreuse).

II LES DONNÉES DE LA GÉOLOGIE

Les données de la géologie expliquent l’origine des volumes de la terre. Le relief qui accidente la terre est le résultat du rapport entre l’orogenèse (c’est-à-dire l’ensemble des processus qui forment les montagnes) et des forces de destruction, liées au travail de l’érosion.Dans un premier temps, on fait la description topographique. Puis, on analyse les données de la géologie (la structure). La structure se divise en trois volets : - l’âge des roches (la stratigraphie)- la nature des roches face au travail de l’érosion (la lithologie)- comment les roches sont disposées les unes par rapport aux autres (la tectonique). Cette disposition peut être horizontale, mais peut aussi connaître des déformations.Cette structure nous est donnée par la carte géologique, ou peut être obtenue par une étude géologique.Les conditions de la structure ne changent pas, même si l’érosion a modifié les effets de la tectonique.

On va ensuite faire appel à la géomorphologie (on va expliquer les formes de la terre).Les formes du relief peuvent résulter directement de la structure géologique : on a affaire à des formes structurales primitives. Le cas le plus fréquent, c’est que les formes du relief relèvent d’un travail plus ou moins vigoureux de l’érosion. Ce sont alors des surfaces structurales dérivées.

A. Une terre en perpétuel changement

Les formes du relief sont en constante transformation (par exemple, les tremblements de terre et les éruptions volcaniques). Et les sismographes enregistrent beaucoup plus de vibrations que n’en ressent l’homme. La terre ne bouge pas forcément aux mêmes endroits qu’autrefois.Les autres manifestations des changements du relief sont beaucoup plus discrètes et, la plupart du temps, les non-morphologues ne font pas attention à ces changements. On ne la remarque pas toujours car ‘érosion agit de manière discrète, mais elle ne s’arrête jamais.La terre change aussi de forme car les climats, au cours des temps géologiques, ont changé. Il y a dix à vingt millions d’années, le bassin Parisien subissait un climat tropical, tantôt humide, tantôt sec. Il y a 20 000 ans, le niveau de la mer était 120 mètres plus bas qu’aujourd’hui, et un climat froid régnait sur la France.Si une roche est soumise à un climat humide et froid avec des variations de température, elle va éclater. Avec un climat chaud et sec, les versants sont, en quelque sorte, immunisés face au travail de l’érosion. Le relief garde des traces des héritages anciens.

B. La naissance de la géomorphologie

La géomorphologie n’est pas née des observations des géographes. Ce sont les ingénieurs qui, les premiers, ont pris conscience que la terre était dynamique. Cette prise de conscience était une véritable révolution dans les esprits.

Au début du XIXe siècle, L. Agassiz, naturaliste suisse, s’était rendu compte qu’il y avait des blocs de terre énormes (les blocs erratiques), et qu’ils ne pouvaient être des restes du déluge, mais qu’ils avaient été transporté par des glaciers.Aujourd’hui, il existe, aux Etats-Unis, un courant créationniste qui en revient à la Bible : l’homme a été créé tel qu’il est aujourd’hui.La géomorphologie est donc née avec l’aide des ingénieurs (en particulier ceux qui travaillaient dans les mines). Donc, la géomorphologie a toujours eu des relations avec la géologie.La géomorphologie sert à mieux comprendre les processus d’élaboration des formes de relief. Elle fait appel à de nombreuses sciences voisines : la géologie, la géochimie, la pédologie, la climatologie, l’hydrologie, la biologie. Les animaux jouent aussi un rôle dans l’évolution des formes de relief.La géomorphologie s’entoure d’autres sciences pour étudier la formation et l’évolution des reliefs. Elle aide à repérer où on peut avoir des risques d’avalanches, dans quelles conditions on peut avoir des coulées de boue. Le géomorphologue s’intéresse à la vitesse de recul des falaises, la vitesse à laquelle les lacs se colmatent. Les géomorphologues essayent de mesurer les évolutions du relief, afin de mieux éviter les catastrophes naturelles. Les hommes agissent de plus en plus sur leur environnement. Les pratiques d’aménagement ont des influences considérables. Désormais, les géomorphologues se penchent sur ce problème et écrivent de nombreux articles sur les conséquences de l’érosion.

C. L’étude de la structure de la planète

Les connaissances concernant l’étude de la planète ont été totalement renouvelées depuis la fin des années 1960. Ce sont les strates profondes du globe qui expliquent le relief de sa surface.

1. Du noyau à l’écorce

La terre a commencé à se former il y a 4,5 milliards d’années. Elle était constituée d’éléments qui n’avaient pas la même nature. Les plus lourds se sont rassemblés au centre de la terre et ont formé le noyau.La sismologie mesure la vitesse à laquelle une onde est transmise. Or, on sait que cette vitesse varie avec la nature du matériau traversé. Avec la sismologie, on peut se faire une meilleure idée de ce qu’il se passe au centre de la terre.On sait que la terre est formée de couches concentriques qui ont une densité de plu en plus dense au fur et à mesure qu’on se rapproche du noyau.

a. Le noyau

On pense que le noyau est formé d’un alliage de fer et de nickel. Ce noyau est solide au centre (densité = 12) : on appelle cela la graine. Autour, il est un peu moins dense (D = 9,7).La température a été estimé, dans ce noyau, à 4000 ou 5000 degrés. Sa partie périphérique est capable de mouvement (flux « turbulent »). On pense que ce flux est responsable du champ magnétique sur la terre. On a découvert que la graine tournait plus vite que la terre.

b. Le manteau

Le manteau est composé de silicates ferromagnésiens. Il est un peu moins dense que le noyau (D = 5,6). Il représente plus de 80% du volume de la terre.Entre 100 et 300 km de profondeur, le manteau est plus solide car plus on s’approche du centre, plus la pression diminue. C’est pourquoi dans cette partie, il est fondu (c’est ce que l’on appelle l’asthénosphère). Le manteau est, à cet endroit, capable de se déformer sans se rompre, quand il est soumis à des contraintes. C’est ce qui explique le phénomène de

l’isostasie (c’est-à-dire le principe de l’équilibre de l’écorce terrestre). Le principe de l’isostasie explique que la croûte de la terre subit des mouvements verticaux.

c. La croûte

La partie supérieure du manteau et la croûte forment la lithosphère. La zone de passage entre le manteau et la croûte s’appelle le Moho (du nom d’un géologue yougoslave : Mohorovicic). La lithosphère est morcelée en une quinzaine de plaques qui se déplacent les unes par rapport aux autres. Les plaques flottent sur l’asthénosphère comme des radeaux.Une plaque peut être totalement océanique ; en partie occupée par un continent et en partie occupée par un océan ; totalement continentale. La croûte n’est pas identique partout : plus de 60% de la surface de la terre est constitué par une croûte mince (de 5 à 7 km d’épaisseur) et très dense : c’est la croûte océanique.L’eau occupant la surface du globe provient du dégazage. Les gaz qui se sont échappés de la terre lors de la formation du noyau, du manteau et de la croûte sont la vapeur d’eau, le gaz carbonique et l’azote. Le reste de la croûte est la croûte continentale (pouvant mesurer jusqu'à 50 km d’épaisseur), qui est composée de roches très variées et très anciennes (jusqu'à 4 milliards d’années). C’est grâce à la croûte continentale que l’on connaît l’histoire de la terre.Une plaque mixte, c’est lorsque la croûte continentale occupe les terres émergées, mais aussi la zone qu’on appelle le plateau continental (qui occupe 10% de la surface du globe). Celui-ci descend en pente douce jusqu'à 200 m de profondeur. Il est souvent très riche en hydrocarbures.

En 1976, la troisième conférence sur le droit de la mer a créé des zones d’exploitation exclusives (370 km autour des côtes).Le contact entre croûte continentale et croûte océanique se fait au niveau du talus continental.On appelle marge passive les zones qui ne possèdent pas d’activité tectonique (par exemple, l’Europe occidentale, l’Amérique de l’Est et tout le tour de l’Afrique).

2. Comment se forme la croûte terrestre ?

Ce mécanisme a été compris seulement au début des années 1960 (avec la théorie de la tectonique des plaques). A. Wegener, au début du XIXe siècle, a écrit un ouvrage très contesté : La dérive des continents. Il avait remarqué que l’Amérique et l’Afrique s’emboîtaient parfaitement, à quelques détails près.Or, il était impossible de comprendre, à l’époque, que le manteau soit souple, ainsi que le moteur du mouvement de la terre.Aujourd’hui, cette théorie n’est plus du tout contesté.

a. Comment se forme la croûte océanique   ?

C’est lors de la première pose d’un câble téléphonique transatlantique que l’on s’est rendu compte que les océans n’étaient pas plats. Il existe, au fond des océans, une chaîne de montagne : la dorsale océanique. Celle-ci mesure entre 1000 et 3000 km de large. La dorsale océanique peut culminer, en général, vers - 1000 mètres. Parfois, des îles peuvent émerger.La dorsale océanique est en continuité d’un océan à l’autre. Elle représente des montagnes en formation.Un rift (c’est-à-dire une déchirure) peut être océanique, mais également continental. C’est à partir d’une dorsale océanique que se fabrique la croûte qui occupe le fond des mers. A l’endroit des rifts, de la lave s’échappe et va se solidifier dans les océans. Ce phénomène d’accumulation de la lave s’appelle accrétion. Cette lave en coussins porte le nom de pillow-lava.

La nouvelle lave s’échappant du rift, va repousser les anciennes laves. Celles-ci vont se fracturer de part et d’autre de la dorsale. Le long des dorsales océaniques, on va obtenir comme des cheminées qui fument, que l’on va appeler hydrothermaux (ou encore fumeurs noirs). Ceux-ci ont été découverts en 1978. On a découvert que des bactéries vivaient à proximité de ces fumeurs noirs (des bactéries thermophiles).Quand on s’éloigne de la dorsale, la lave devient de plus en plus ancienne (des sédiments s’accumulent sur celle-ci, pouvant atteindre jusqu'à 500 mètres d’épaisseur).

b. Deux plaques océaniques se rencontrent

Lorsque deux plaques océaniques se rencontrent, la plaque la plus vieille (donc la plus froide et la plus cassante) retourne se fondre dans l’asthénosphère comme un tapis roulant. Les zones de rencontres entre deux plaques océaniques sont jalonnées de fosses (pouvant atteindre 11 000 mètres de profondeur). Par exemple, la fosse des Mariannes. Le plongement d’une plaque sous une autre ne se fait pas sans frottement mécanique : des séismes se font sentir. Ces séismes sont très violents car ils correspondent à la libération de tensions énormes. Cela provoque le réchauffement de la plaque plongeante, et ainsi, les minéraux les plus légers fondent (le quartz et le feldspath), ils vont flotter au-dessus de la plaque et vont constituer la croûte continentale. Ces deux minéraux sont riches en silice et en alumine.Les tous premiers noyaux continentaux se sont donc formés de cette manière (par la rencontre de deux plaques océaniques). Ce phénomène peut aussi s’accompagner de volcanisme, particulièrement explosif.En 1400 av. J.C., par exemple, l’explosion du volcan de Santorin en Méditerranée est sans doute une des causes de la mort de la civilisation crétoise.

Ce phénomène d’enfoncement d’une plaque océanique s’appelle la subduction : - une plaque océanique en rencontre une autre, la plus ancienne passe par dessus- une guirlande d’îles se forme (le Japon, par exemple. Ou les Philippines, la Nouvelle-Zélande, l’Indonésie). Ces îles se sont formées dans la zone de subduction- la plaque océanique rencontre une plaque continentale. Le contact entre océan actuel et continent actuel se fait par le prolongement plaque océanique sur plaque continentale. On va rencontrer une fosse océanique en bordure du continent (la fosse d’Atacama, par exemple). Ce type de marge entre océan et continent s’appelle marge active.

En conclusion, la plaque océanique retourne dans l’asthénosphère au rythme de ½ à 9 cm par an, le long d’un plan incliné, appelé le plan de Bénioff. Ce retour explique que la taille de la terre n’augmente pas actuellement et que les plaques océaniques ne dépassent guère les 180 à 200 millions d’années.On pense actuellement que c’est la subduction qui provoque la naissance des rifts par étirement des plaques. Jusqu'à il y a environ 600 millions d’années (le précambrien), l’intérieur du globe était plus chaud qu’actuellement. L’échappement de lave était plus intense, le recyclage de la croûte océanique plus rapide. De plus, la production de matériaux continentaux se faisait en grande quantité. Depuis, la fabrication s’est ralentie, ,les roches anciennes sont la mémoire de l’histoire de la terre. En Europe, ce sont la Scandinavie et l’Ecosse qui ont les roches les plus anciennes : 2, 7 milliards d’années.Lorsque de nouveaux morceaux de croûte s’ajoutent aux anciens, c’est le phénomène d’accrétion. La croûte terrestre n’a pas partout la même épaisseur, sa formation est différente de celle des océans.

c. A force de fabriquer du matériau continental, deux plaques continentales peuvent entrer en collision

L’océan qui séparait deux croûtes continentales a disparu du fait du rapprochement de celles-ci. Lorsqu’elles entrent en collision, cela provoque des séismes, comme en Chine, en Iran et en Italie. Mais aucune des deux croûtes ne repart en profondeur : elles forment des montagnes, telles que les Alpes ou l’Himalaya, en zones de rencontre de plaques. L’épaisseur de la croûte est plus grande en montagne où la racine de la croûte est enfoncée davantage dans l’asthénosphère, elle remonte progressivement au fur et à mesure que l’érosion attaque les sommets.Conclusion : Le refroidissement de la terre et les collisions expliquent que depuis 600 millions d’années, les continents aient eu une surface constante. Les collisions empêchent l’augmentation du diamètre du globe. La création d’un relief est plus rapide que la destruction par l’érosion : les Alpes se sont formées en 30 à 50 millions d’années, l’érosion aura besoin d’environ 100 millions d’années. Donc la terre n’est pas une boule lisse. Le glissement des plaques forme des failles transformantes.

Depuis la formation de la terre, la disposition des continents a été remaniée et les climats changent selon celle-ci. A la fin de l’ère primaire, il y a 230 à 250 millions d’années, les continents étaient groupés : c’est la pangée, puis les océans se sont formés. Lorsqu’une plaque est trop grande, elle se casse. C’est ce qui arrive en Asie, dans le lac Baïkal, le plus profond du monde avec 1620 m et un rift en formation, ainsi qu’en Afrique.La rupture de la pangée crée deux grands ensembles : - la Laurasie, au Nord- le Gondwana, au Sud (Amérique Latine, Afrique, Australie et Inde). L’Inde était rattachée à Madagascar, elles est donc un témoin de la migration continentale.Depuis 65 millions d’années, les continents ont pris leur position actuelle. Des chaînes de montagnes se sont formées par collision.

3. Localisation des grandes unités structurales dans le monde

Le relief est composé de vastes ensembles aux caractères géologiques et topographiques communs.

a. Les boucliers, ou socles, et les massifs anciens

Ils sont formés au tout début de la création des continents, avant la dispersion de la pangée, il y a plus de 250 millions d’années.Les distinctions entre les ères sont les suivantes : - l’ère Précambrienne : caractérisée par l’absence de fossiles, elle correspond à 90% des temps géologiques. Elle est donc très longue (570 millions d’années)- l’ère Primaire : les premiers poissons apparaissent, ainsi que les premières plantes, car l’oxygène est devenu plus présent. De plus, des chaînes de montagne se forment lors de la pangée : les chaînes calédonienne, appalachienne et hercynienne (Allemagne). Sa fin correspond à la dislocation de la pangée et à l’ouverture de l’Atlantique, il y a 230 à 250 millions d’années. C’est aussi la plus grande extinction d’espèces de tous les temps, à la suite d’un extraordinaire cataclysme- l’ère Secondaire : c’est le retour de la vie : les sédiments se déposent grâce à l’usure du relief. Les Rocheuses et les Alpes se forment, il y a 60 à 65 millions d’années. Une nouvelle catastrophe écologique y met fin : une énorme météorite tombe sur le Mexique. La terre entre en hiver nucléaire. Pendant le même temps, une énorme éruption volcanique qui dura 1 million d’années, fit rage en Inde. Il nous en reste des plateaux entiers de lave : les trapps- l’ère Tertiaire : à la fin, les grandes chaînes montagneuses se forment avec la rupture des plaques et les collisions (il y a 2 millions d’années)

- l’ère Quaternaire : il y a d’énormes calottes glaciaires : les inlandsis (peut-être dues aux variations de l’orbite terrestre). Elles marquent le paysage (isostasie). Elle se termine il y a 15 000 ans.Les boucliers sont répartis en deux grands ensembles : à la latitude boréal (les boucliers canadien, scandinave, sibérien,...) et à la latitude austral (au Sud). Dans des creux de boucliers, on trouve des cuvettes sédimentaires. Les Tianchans sont des morceaux de boucliers portés à plus de 6 000 m. Ils correspondent à la plus grande partie des terres émergées. On y trouve une grande quantité de minerais, souvent en gisements polymétalliques. Ils sont donc un véritable enjeu économique.Les bordures des boucliers peuvent être déformées par des bourrelets marginaux, qui se traduisent par des chaînes de montagnes : Oural, Appalaches, Cordillère Australienne. Lors des mouvements tectoniques tertiaires, des morceaux de boucliers ont été portés en hauteur, où ils ont subi une érosion plus active. Ils sont donc incisés par de profondes vallées : le Massif Central, les Vosges,... .

b. Les bassins sédimentaires

Ils sont logés dans des dépressions du sol qui sont appelées zones subsidentes. Une zone subsidente est une zone qui a connu un affaissement lent et progressif, des roches sédimentaires y ont été déposées par des dépôts marins ou continentaux. Les dépressions ont été occupé par un lac ou une mer qui a aujourd’hui disparu. Il existe trois sortes de chaînes plissées :- en guirlande insulaire- en bordure de continent- à l’intérieur d’une plaque.

LE RELIEF DES BASSINS SÉDIMENTAIRES

Les bassins sédimentaires occupent des portions de socles recouvertes de sédiments. Leur forme de cuvette favorise la concentration hydrographique. C’est pourquoi on donne souvent comme nom au bassin, celui du grand fleuve qui le traverse. Par exemple, le bassin de l’Amazone, ou le bassin du Congo. Mais cette concentration d’eau favorise aussi la naissance de villes qui peuvent, elles aussi, donner leur nom au bassin : le bassin Parisien, le bassin de Londres,... .Les caractéristiques topographiques des bassins sédimentaires sont les suivantes : ils se situent dans un secteur de plaines ou de plateaux. Ils deviennent souvent des régions particulièrement humanisées, des lieux de développement de l’agriculture. D’autre part, ils sont souvent entaillés par des vallées qui servent aux communications et qui sont parfois, recouvertes de limons fluviatiles apportés par les décrues du fleuve. Les seuls accidents topographiques sont des escarpements parfois précédés de buttes qui sont le résultat de la structure géologique et des systèmes géologique et des systèmes d’érosion présents.

I LA STRUCTURE GÉOLOGIQUE

A. La lithologie

Nous devons repérer la nature des roches, et donc, leur résistance à l’érosion. Le bassin sédimentaire est composé d’un type de roche particulière : les roches sédimentaires, qui proviennent de la destruction de la croûte continentale, ou de tout ce qui y vit. Le tout repose sur du granite : - du sable, lorsqu’il est d’un diamètre inférieur à 2 mm- du gravier, lorsqu’il fait plus de 2 mm- du limon, en dessous d’1 mm.Il y a beaucoup de quartz et de la silice qui provient de la désagrégation des roches préexistantes : le granite. Cette roche est détritique : son aspect de grains de sable nous renseigne sur les types d’érosion : - s’il est homogène, sans angles vifs, luisants, il a subi l’érosion marine- s’il est hétérogène et anguleux, il a subi l’érosion fluviatile- s’il est arrondi mais pas luisant, il a subi l’érosion éolienne.C’est une roche non-cohérente mais qui peut être reliée par un ciment calcaire ou siliceux. Elle est alors cohérente, c’est du grès.

Les argiles très pures de couleur blanche sont appelées kaolin. La couleur de l’argile dépend des minéraux qui la compose et de la profondeur à laquelle le dépôt a été fait : - elle est rouge dans les grandes profondeurs océaniques car l’oxygène de l’eau fait rouiller le fer qu’elle contient- elle est verte, grise ou bleutée à faible profondeur car le plancton en décomposition dans l’eau est mangé par des bactéries qui utilisent l’oxygène de l’eau. Il n’y a donc plus assez d’oxygène pour que le fer rouille- elle est noire lorsqu’elle est chargée de nombreuses matières organiques.L’argile peut aussi être un résidu de la dissolution du calcaire. Ce n’est alors plus une roche sédimentaire, mais une argile de décalcification en dépôt superficiel. Elle comporte souvent des rognons de silex.C’est une roche imperméable. Elle fait partie de la catégorie des roches tendres mais elle est cohérente. Par contre, quand elle est saturée d’eau, comme au Nicaragua, les particules

gonflent et glissent : on dit que l’argile soliflue, c’est-à-dire qu’il y a un glissement en masse d’une roche imbibée d’eau.

Les marnes sont des mélanges d’argile et de carbonate de calcium. Elles peuvent être plus ou moins sableuses, elles appartiennent donc à la catégorie des roches tendres, cohérentes, et plutôt imperméables.

Les calcaires ne sont jamais purs, ils sont : - plus ou moins compacts- plus ou moins résistants- d’origine chimique- cohérents et perméables- en s’agglomérant, ils forment du silex.

On peut classer les roches sédimentaires : - selon leur origine :

détritique organique chimique

- selon leur composition minérale : siliceuses alumineuses carbonatées phosphatées ...

Les différences entre les différentes couches sont un élément important d’explication du relief. Les roches sont disposées en couches : les strates, qui sont composées d’une base et d’un toit. Les strates sédimentaires datent soit du secondaire, soit du tertiaire.

B. La stratigraphie

Pour établir l’ordre de succession des couches, on superpose les différentes couches, de telle sorte que les plus récentes se situent en haut à gauche et les plus vieilles en bas à droite s’il y a plusieurs colonnes.

La sédimentation dans les bassins sédimentaires peut : - se faire sur les continents (débris de relief par désagrégation)- s’effectuer au fond des mers (dépôts de fleuves, squelettes, ...). La décomposition est plus longue quand les mers sont très profondes. Les particules sont très fines (inférieur à 2 mm) (exemple : l’argile)- se faire également au fond des lacs, qui se comblent de sédiments ou d’eau.On note la présence de dépôts grossiers : les poudingues qui, lorsqu’ils sont constitués de blocs de tailles variables aux angles arrondis, sont contenus dans un ciment. Quand les angles sont vifs, ces blocs se nomment des brèches. Tous ces dépôts sont la signification d’une érosion brutale, due aux changements de climats et à la tectonique. Les conditions de la sédimentation sont variées et influencent la nature des roches qui se décomposent. L’augmentation de la pression, plus l’augmentation du poids des sédiments, chassent le gaz carbonique présent dans ces roches. La boue se transforme et devient une roche : c’est la diagénèse. Lorsqu’elle est hors de l’eau, la roche va être soumise au travail de l’érosion, elle va donc être altérée, fractionnée. Les débris ainsi formés vont être transportés et en s’accumulant, ils vont à nouveau former une roche. Autrement dit, la diagénèse correspond

à un cycle qui se renouvelle perpétuellement : sédimentation diagénèse roche altération transport sédimentation ...L’épaisseur des couches varie en fonction des conditions de la sédimentation. Par exemple, les séries marines sont plus minces. Les séries continentales sont souvent peu épaisses, parfois même, elles ne sont localisées que dans des endroits très limités. On dit que ces couches sont lenticulaires. C’est ainsi un dépôt de forme lenticulaire qui est responsable de la présence du minerai de fer exploité en Lorraine.Des couches déposées au même moment peuvent très bien ne pas avoir la même composition minéralogique : en deux endroits différents, au même moment, les conditions de sédimentation n’étaient pas les mêmes. Le changement de composition minéralogique de la roche, s’appelle un changement de faciès. Ces changements de faciès sont indiqués dans la notice géologique. Ils ont beaucoup d’importance sur l’élaboration des formes de relief et leur attaque par l’érosion. Quand la sédimentation se développe sans interruption, les couches se déposent régulièrement les unes au dessus des autres. Dans ce cas, on dit que les couches sont concordantes (la même couche sédimentaire repose toujours sur la même couche plus ancienne). La structure est donc concordante lorsque les couches reposent bien régulièrement les unes sur les autres. Les strates sont donc parallèles entre elles, même si elles ne sont pas horizontales.Il peut arriver que l’on est une interruption de la sédimentation : c’est ce qu’on appelle une lacune. Quand deux périodes de sédimentation ont été séparé par une période de mouvement tectonique et un aplanissement, la série est discordante.Exemples : 1°/ Discontinuité dans la sédimentation, entre deux séries concordantes.

2°/ Discontinuité entre une série concordante et un socle (correspond à des roches très anciennes qui ont été très longuement aplani par le travail de l’érosion). La surface qui apparaît d’un socle, est une surface de discordance.

Comment repère-t-on une discordance   ? - Sur une carte géologique : suivre le contour des affleurements.Cet exemple suppose que les couches sédimentaires 4, 3, 2 et 1 se sont d’abord déposées horizontalement. Puis, il y a eu un mouvement tectonique et l’érosion. Celle-ci a créé une surface d’aplanissement. Puis une nouvelle terre s’est déposé sur cette surface d’aplanissement, elle y a déposé des sédiments en fonction de la pente du moment. C’est pourquoi, la couche a repose tantôt sur 4, tantôt sur 3, tantôt sur 2 et tantôt sur 1.

- Dans la notice géologique : argile à silex ou meulière (silicification de dépôts carbonatés = dépôts corrélatifs) ou conglomérats.

Cette stratigraphie permet de faire apparaître l’épaisseur et la résistance des couches. Si la pente est raide, cela signifie que la couche est résistante au travail de l’érosion. C’est pourquoi, pour y voir plus clair dans la lecture de la stratigraphie, on a coutume de fabriquer une échelle stratigraphique. Elle se présente sous la forme de deux colonnes juxtaposées. On va superposer les couches sédimentaires dans l’ordre qui nous est donné par la coupe ou par la notice géologique, c’est-à-dire que l’on va mettre la plus ancienne en-dessous et la plus récente au-dessus.On indiquera à côté du cartouche, le nom des couches géologiques.ES : échelle stratigraphique.

ER : échelle des résistances à l’érosion différentielle. Elle fait apparaître les différences de comportement, vis-à-vis de l’érosion. Grâce à l’échelle des résistances, on va pouvoir repérer des ensembles plus importants. Elle va nous permettre de mettre en évidence les couples de couches (couche dure reposant sur une couche tendre). C’est l’association couche dure sur couche tendre qui va être susceptible de donner des formes de relief résultant du travail de l’érosion.L’analyse de la stratigraphie et l’établissement d’une échelle des résistances sont donc une étape importante de l’observation des reliefs, notamment dans les bassins sédimentaires.Parmi les potentialités du travail de l’érosion, il va falloir prendre en compte un troisième élément (après la lithologie et la stratigraphie).

C. Les données de la tectonique dans les bassins sédimentaires

Dans le centre du bassin sédimentaire, les couches sont généralement peu déformées. Le résultat, c’est que la structure y est horizontale (ou aclinale). Par contre, plus on va vers les bords du bassin, et plus les couches ont subi des déformations. A la périphérie des bassins, les couches sédimentaires sont d’avantage relevées. Elles sont inclinées dans un seul sens : on dit que les couches ont une inclinaison monoclinale. Lorsque les couches sont inclinées dans une direction, il n’y a pas forcément coïncidence entre la pente topographique et l’inclinaison des couches (pendage).Il peut arriver, puisqu’il y a des mouvements dans les bassins, que l’on ait localement une accentuation du pendage, c’est-à-dire une flexure (section à pendage plus fort entre deux sections à pendage plus faible). Une flexure a des répercussions importantes sur le travail de l’érosion. Les mouvements du socle en profondeur, peuvent affecter la couverture sédimentaire. Celle-ci peut même se casser ; dans ce cas là, on aura des failles. Mais le plus souvent, elle se déforme en larges ondulations, tantôt de manière convexe (ondulations anticlinales), tantôt de manière concave (ondulations synclinales). Ces larges courbures vont compliquer la disposition tectonique des roches dans les bassins sédimentaires. Néanmoins, la présence de ces ondulations ne permet pas de parler de relief plissées. Ce sont de simples complications tectoniques des bassins sédimentaires.

II L’ÉTUDE DES FORMES DE RELIEF : LA MORPHOLOGIE

Les formes de relief des bassins sédimentaires dépendent des conditions structurales (la nature des roches), mais également du système d’érosion qui a agi sur le paysage. Or, il y a deux idées importantes à retenir.Les climats semi-arides, ont des climats dans lesquels il pleut rarement mais où les pluies peuvent être d’une très grande brutalité. Ces pluies s’écoulent en nappes sur le sol. Les oued, brutalement gonflés, vont déborder de leur lit et vont saper leurs berges en transportant tous les cailloux qui se sont accumulés. En fin de crue, les gros débris qui ne peuvent plus être transportés, vont se déposer dans le fond du lit. Le fond du lit va donc être protégé. Lors de prochaines crues, l’oued va encore déborder et, par le sapement de ses berges, il va avoir tendance à créer des surfaces horizontales. En conclusion, dans les milieux semi-arides, le processus d’érosion, lié à l’écoulement en nappes, est peu sensible aux différences de résistance des roches. Donc, les formes de relief qui s’élaborent dans les climats semi-arides, sont des surfaces planes, que l’on appelle des surfaces d’aplanissement. Ce qui veut dire, que beaucoup de formes planes, observées dans les bassins sédimentaires, sont des formes fossiles. Ce sont des formes qui se sont élaborées pendant l’ère tertiaire, à une époque où régnait, dans le bassin parisien, un climat de nature tropicale).Par contre, les climats humides favorise une érosion différente, que l’on appelle l’érosion différentielle. L’écoulement des eaux se concentre en ruisseaux, les plus petits ruisseaux se jettent dans les plus importants. On appelle cela l’érosion linéaire, c’est-à-dire une érosion

qui encaisse les plateaux au niveau des vallées. Les vallées s’entaillent dans les plateaux. Dans les climats humides, ces incisions du relief par le ruissellement, favorise la mise à l’air libre de roches tantôt résistantes, tantôt tendres. Bien entendu, le ruissellement enlève plus facilement les roches tendres que les roches résistantes. Autrement dit, l’érosion différentielle tend à creuser des dépressions dans les roches tendres et à laisser des escarpements dans les roches dures, surtout si le travail de l’érosion est accentué parce que des mouvements tectoniques ont soulevé les reliefs. Plus un relief est porté en altitude, plus il est attaqué par l’érosion. L’érosion linéaire, en emplissant les rivières, met en valeur les différences de résistance de roches.

A. Les surfaces

Sur le plan morphologique, il existe deux grandes familles de surfaces. Les surfaces structurales. Dans une surface structurale, le plan supérieur d’une couche

dure correspond à la topographie. La surface structurale peut être primitive, c’est-à-dire qu’elle correspond au sommet de la roche dure de la série stratigraphique la dernière déposée. Le plus souvent, néanmoins, la surface structurale est dérivée, c’est-à-dire qu’elle apparaît actuellement à l’air libre. Autrement dit, la partie supérieure de la roche dure apparaît à l’air libre parce que l’érosion a enlevé les couches qui se trouvaient au-dessus, et en particulier la couche tendre.

On peut donc reconnaître une surface structurale parce que la topographie correspond à l’inclinaison de la couche dure et parce qu’il reste parfois des morceaux témoins de la couche tendre qui protégeait la couche dure et qui a été en partie enlevée par le travail de l’érosion. Il est rare, en fait, de trouver des surface structurales sur de grandes étendues. Les endroits où l’on a le plus de chances de retrouver des surfaces structurales, sont les replats.Parmi les surfaces structurales, on distingue les surfaces substructurales. Pour ces surfaces, l’érosion a entamé la couche dure et en a enlevé une certaine épaisseur. Les surfaces d’aplanissement, également appelées surfaces d’érosion. Dans ce type de

surfaces, il n’y a pas de correspondance entre la topographie et la disposition des couches. Elles peuvent présenter des structures plus ou moins résistantes.

Pour avoir une surface d’aplanissement, il faut qu’il y ait dépôt de couches sédimentaires, puis inclinaison de ces couches, et enfin, élaboration de surfaces planes. Les surfaces d’aplanissement des bassins sédimentaires se sont donc formées en climats arides. Elles correspondent à des formes d’érosion fossiles. On les repère par les dépôts corrélatifs.

Comment dater ces surfaces   ? - On peut dater ces surfaces par l’âge de la dernière couche qui a été retranchée.- Si une nouvelle série sédimentaire s’est déposée sur un plateau, on pourra dire que la surface d’aplanissement est pré ou ante l’ancienne couche. Au contraire, elle pourra être aussi post les autres étages.

B. Les escarpements

Les définitions morphologiques des escarpements sont liées aux conditions de la structure, en particulier aux conditions de la tectonique, c’est-à-dire de l’inclinaison ou non des couches sédimentaires.Plusieurs types d’escarpements pourront ainsi être définis dans les bassins sédimentaires.

1. Le coteau

On dit que l’on aura à faire à un coteau lorsque l’on aura à faire à des couches sédimentaires concordantes (la même couche récente repose toujours sur la même couche plus ancienne,

avec une couche dure reposant sur une couche tendre). L’inclinaison des couches sera nulle, le pendage sera donc horizontale, ou même, le pendage peut être dans la même direction que la pente.

2. La cuesta

C’est le type d’escarpements le plus fréquent dans les bassins sédimentaires.On a affaire à un escarpement que l’on définira comme une cuesta lorsque l’on sera dans une série sédimentaire concordante, avec une structure inclinée (couches dures reposant sur des couches tendres), et que le pendage sera dans une direction opposée à celle de la pente topographique de l’escarpement.Le profil transversal dépend du rapport d’épaisseur entre les couches dures et les couches tendres. Il dépend également du degré d’exploitation de l’escarpement par l’érosion.Le profil longitudinal (visible sur la carte topographique) peut être plus ou moins rigide, en fonction tout d’abord de la lithologie. Le front de côte peut être rigide à cause des conditions tectoniques : ainsi, plus le pendage est fort, plus le tracé de l’escarpement est rigide car les rivières qui impliquent une érosion différentielle forment une nappe phréatique au contact couche dure - couche tendre (ces dernières étant imperméables). Les fronts de côte rigides sont localisés au niveau des flexures.De grandes ondulations anticlinales ou synclinales peuvent être localisées au fond de la cuesta. Dans ce cas, le front de côte peut avoir deux formes : - la plus rare : le réseau hydrographique s’installe pendant ou après les déformations en anticlinaux ou synclinaux. Les rivières qui coulent dans le même sens que le pendage vont avoir tendance à glisser dans les gouttières synclinales. Quant le front de côte est percé par une rivière, l’attaque de l’escarpement est plus rapide et le front de côte recule, particulièrement au niveau synclinal- la plus fréquente : le relief de la cuesta a été formé à partir de la reprise de l’érosion linéaire qui s’attaque à une surface d’aplanissement qui a retranché le relief. Si l’érosion linéaire rejoue et que les fronts de côte se reforment, c’est au niveau des axes anticlinaux que le recul du front de côte est le plus rapide.

A. Le revers

Lorsque la partie sommitale se situe en arrière de l’escarpement, on appelle cela un revers de cuesta, qui se définit en fonction des relations entre topographie et affleurement des couches (replat structural). Si le sommet d’une même couche correspond à une même couche dure qui n’a pas été attaquée par l’érosion, il est peu abondant car l’érosion agit alors très vite. Lorsque les revers sont constitués de plusieurs couches dures retranchées par l’érosion, on parle de revers d’érosion.

B. Le creux

Lorsque la dépression est située au pied du front de côte, on l’appelle dépression orthoclinale, car la direction générale est perpendiculaire au pendage. Elle sera d’autant plus large que la couche tendre est épaisse, mais cela est également fonction du pendage des couches : plus celui-ci est faible, plus une même couche peut affleurer longtemps.Le relief de cuesta relie souvent un relief de plateau étagé. La dépression est souvent encombrées de buttes coniques ou à sommet plat. Celles-ci sont des témoins de l’extension passé du plateau, les dépôts sédimentaires en témoignent, on les appelle des buttes témoins. Elles sont constituées de la même couche dure, de la même couche tendre, et du même pendage. Leur sommet est donc égal à l’altitude du plateau.Mais il faut cependant réunir certaines conditions pour qu’elles résistent en avant du front de côte : le pendage ne doit pas être important, sinon, en altitude, la butte témoin perd son

chapeau de couche dure par l’érosion renforcée. Il ne reste alors que la couche tendre, qui va rapidement être attaquée par l’érosion. La butte peut résister si elle est dans une ondulation synclinale ou dans un fossé tectonique qui contrebalanceront l’altitude causée par le pendage.

C. Un cas particulier de relief de cuesta

Deux couches dures peuvent être couplées à deux couches tendres. En étant exploitées par l’érosion, elles forment deux escarpements parallèles et proches l’un de l’autre de un à trois kilomètres. Ce type de relief s’appelle cuesta double. L’affleurement qui correspond au relief de la cuesta s’appelle un replat topographique. Si la pente est égale à l’inclinaison des couches, il s’agit alors d’un replat structural dérivé.

D. Utilisation traditionnelle

Les fronts de côte tirent partie des différentes natures de sol et des différentes expositions climatiques. Au sommet du plateau, les sols se sont développés sur des roches dures imperméables et dans un climat rude, l’agriculture est donc moins riche et il y a beaucoup de forêts. Le sol du replat est identique : peu fertile, contrairement au bas de la pente qui s’est enrichie par la désagrégation des roches. Elle permet donc de réaliser des cultures délicates.La dépression orthoclinale est composée de roches tendres orthoclinales perméables. De plus, les villages se situent souvent au pied des escarpements, aux contact des lignes de source. Notons également que le replat est particulièrement utile pour les communications. Les données du milieu naturel influencent l’humanisation, la cuesta est donc un lieu privilégié pour le peuplement.

E. Les relations entre le réseau hydrographique et la cuesta

On définit les artères hydrographiques en fonction de leur rapport avec le pendage des couches. Une artère qui suit le sens du pendage s’appelle une artère cataclinale. Elle franchit le front de côte par une ouverture qui s’appelle un entonnoir de percée cataclinale. Le rôle de ceux-ci fut considérable dans les domaines militaires car ils furent le moyen le plus commode d’aller de la périphérie d’un bassin au centre. Ces rivières sont souvent importantes, telles la Seine et la Marne.Une rivière peut aussi être localisée au pied du front de côte, perpendiculairement. La rivière est alors orthoclinale, elle coule dans la dépression orthoclinale. Ces rivières sont souvent moins importantes car elles se sont installées après la mise en valeur du front de côte. De plus, au pied de celui-ci, il n’y a pas toujours une rivière orthoclinale. Lorsque la rivière coule du front de côte vers la dépression, on l’appelle rivière aclinale. Souvent petite, elle s’alimente à partir des sources du plateau. Elle n’a pas de rapport avec le pendage.Dans ces trois cas, les rivières sont différentes, les reliefs sont adaptés à la structure. Mais une rivière peut aussi n’être dans aucune de ces trois positions.

3. Les escarpements liés aux failles

Certains escarpements peuvent être liés à la présence de failles. Dans les bassins sédimentaires, le tracé de l’escarpement est alors très rectiligne.

4. Les boutonnières

Par exemple, les boutonnières du Pays de Bray. Ce sont des plis anticlinaux assez courts et dotés d’un noyau de roches peu résistantes. Une boutonnière est limitée par deux cuestas

qui se font face et qui ont une position analogue à celle d’un crêt limitant une combe anticlinale, mais ici les pendages sont faibles, les hauteurs modérées, la largeur très ample.

LES FORMES DE RELIEF EN STRUCTURES PLISSÉES

Lors des mouvements tectoniques, notamment ceux qui ont affecté la fin de l’ère secondaire, et surtout l’ère tertiaire, les roches sédimentaires, que ce soit des couches dures ou des couches tendres, ont pu subir des plissements (c’est-à-dire des ondulations sans rupture de la continuité des couches). Les structures plissées constituent en partie le relief des montagnes aux formes pointues. En partie seulement car les montagnes ne comportent pas que des roches sédimentaires. Or, celles-ci sont les seules qui soient capables de se plisser. Donc les structures plissées se rencontrent dans les zones de montagne mais elles ne correspondent qu’à une partie du relief des montagnes. Ces montagnes peuvent se trouver en bordure des océans (dans ce cas là, on appelle les montagnes des cordillères) ou au cœur des continents (on les appelle des chaînes).

I LES DONNÉES DE LA GÉOLOGIE

A. La lithologie

La façon dont se forment les montagnes influence la nature des roches qui les constituent. La formation des montagnes est le résultat du rapprochement de deux plaques. Lors de ce rapprochement de deux plaques, se forme une fosse dans laquelle les sédiments s’accumulent. Ces sédiments sont d’origine détritique. Ces fosses se remplissent de très épaisses couches de sédimentation (1000, 2000, voire plus de 2000 mètres d’épaisseur). La sédimentation des grands fonds est une sédimentation argileuse (car les particules ont largement eu le temps de se décomposer). Lorsque la fosse commence à se combler, la sédimentation peut devenir plus calcaire (les squelettes des animaux vivant dans la mer, n’ont pas eu le temps de se décomposer en petites particules qui donneraient de l’argile).Sous le poids de la sédimentation (plusieurs milliers de mètres), les roches les plus en profondeur (les argiles) se transforment sous l’effet de la pression très forte. On dit que ces roches se métamorphisent. On appelle métamorphisme l’ensemble des transformations que subit une roche soumise à des températures et à des pressions différentes des températures et des pressions qui avaient présidé à sa genèse. Dans le cas du métamorphisme, la composition chimique de la roche ne change pas, mais les différents composants de la roche cristallisent. Ils cristallisent en cristaux plus ou moins gros, que l’on peut voir à l’œil nu. Or, dans le cas de roches métamorphiques, les cristaux s’organisent en plans grossièrement parallèles, qui rappellent la stratification des roches sédimentaires. Cette organisation en lit des cristaux, s’appelle la foliation. On dit que la roche est foliée. Il est fréquent que cette roche, notamment lorsqu’elle est soumise à l’alternance gel-dégel, s’organise en feuillets plus ou moins minces. On appelle cela la schistosité. L’argile des grands fonds va donner naissance à une roche particulière : les schistes lustrés. Les schistes lustrés sont donc des roches que l’on ne rencontre que dans les chaînes plissées.Pendant que les plaques se rapprochent, les reliefs déjà émergés commencent à se soulever. Or, dès qu’un relief est à l’air libre, il est attaqué par l’érosion. Autrement dit, pendant que les plaques se rapprochent, l’érosion démolit ce qui est déjà soulevé, des débris plus ou moins grossiers sont transportés par les rivières et les torrents, et ils viennent s’accumuler dans la zone immergée. Ces débris présentent une alternance de minces lits calcaires avec des lits plus argileux. On appelle ces roches du flysch (« terrain qui glisse », en suisse). En fonction de l’alternance « il y a des crues » - « il n’y a pas de crues », les débris amenés par les rivières sont tantôt grossiers, tantôt plus fins. On voit donc apparaître des roches qui montrent un aspect physique spécial (lits durs et lits tendres). Le mélange de lits plus résistants et de lits plus tendres, font que l’on a tendance à glisser dessus. D’où le nom de flysch. Le flysch est

une roche caractéristique de la sédimentation de début de formation des montagnes. C’est un dépôt de deltas sous-marin. L’alternance de débris plus grossiers et de débris plus fins, s’explique par l’alternance des crues des fleuves qui ont amené ces dépôts.Lorsque les plaques sont entrées en collision, la mer qui les séparait a disparu, la croûte continentale s’est épaissi par raccourcissement de l’espace occupé par la sédimentation. Les plaques , en se rapprochant, vont entraîner un serrage de la zone de sédimentation. Ainsi, par exemple, l’espace sédimentaire qui a donné naissance aux Alpes, mesurait selon les endroits, entre 1000 et 2000 kilomètres de large avant la collision. Actuellement, les Alpes mesurent entre 100 et 200 kilomètres de large. Autrement dit, il y a eu compression de la zone sédimentaire. Cette compression a fait s’enfoncer, par le poids de la montagne dans l’asthénosphère, mais également s’élever la topographie. Or, plus le relief est élevé, plus il est attaqué par l’érosion. Dans les creux de la topographie des régions de montagnes, on va trouver des débris plus ou moins caillouteux, très proches du flysch dans leur aspect. La seule différence avec le flysch, c’est que le mélange est plus hétérogène (on ne voit apparaître de lit bien net). Cette roche très proche du flysch, formée de débris caillouteux plus ou moins calcaires, s’appelle de la molasse. Cette roche ne se trouve que dans les montagnes plissées ou à proximité immédiate des montagnes plissées. Le terme de molasse voulait dire « pierre à meule » car c’était effectivement dans ce type de roche très hétérogène qu’on trouvait des bouts de calcaire, des bouts d’argile. C’est dans ce type de roche que l’on extrayait la pierre qui servait à fabriquer des meules. On trouve, par exemple, la molasse dans le sud de l’Aquitaine. La molasse est aussi une roche typique des montagnes en formation. Le relief élevé active l’érosion. Cela explique que les produits de cette érosion ne soient pas réduits à l’état de fines particules. Voilà donc, à côté des roches sédimentaires classiques, les trois types de roches que l’on peut trouver dans les montagnes.Il ne faut pas oublier que l’attaque de l’érosion allège les sommets des montagnes. Suivant le principe de l’isostasie, des mouvements verticaux se produisent. Les roches granitiques forment souvent la partie la plus élevée des chaînes de montagnes. C’est le cas, par exemple, du Mont Blanc et du massif du Pelvoux.

On rencontre, dans les massifs plissés, une très grande variété de roches. On y rencontre même des roches granitiques. Néanmoins, seules les roches sédimentaires sont capables de se plisser et donc, peuvent donner des formes de relief liées à la structure (qui sont donc des formes géomorphologiques).

B. La tectonique

Le raccourcissement de l’espace occupé par la sédimentation primitive s’accompagne du plissement des couches.

1. Définitions : la structure plissée

Le plissement est une ondulation des couches, sans rupture de leur continuité. Un plissement est constitué de points hauts et de points bas. Lorsque l’on a des couches qui ont été surélevé, on définit cette forme comme étant un anticlinal.L’anticlinal est un pli convexe vers le haut, élevant les plans stratigraphiques.A l’inverse, le synclinal est un pli concave vers le haut, abaissant les plans stratigraphiques, c’est-à-dire qu’il dessine une cuvette.Le plissement harmonique est un plissement dont les couches sont solidaires entre elles (elles ont subi en même temps et de la même façon le plissement).A l’inverse, le plissement dysharmonique est un plissement dont les couches ne sont pas solidaires entre elles car les bancs rigides sont compétents (ils transmettent les poussées) et

les bancs plastiques sont incompétents et ont tendance à se bourrer dans les anticlinaux et à s’étirer dans les synclinaux ; ce qui donne une discordance tectonique.Le plissement de couverture est un plissement superficiel d’une couverture reposant sur un socle rigide, effectué indépendamment de ce socle, par l’intermédiaire d’une couche plastique jouant le rôle de lubrifiant.Le plissement de fond est un plissement qui affecte la couverture de ce socle.On distingue plusieurs éléments qui forment le pli : - les charnières anticlinale et synclinale, qui sont des lignes de changement de pendage- le flanc du pli, qui est une retombée entre la charnière anticlinale et la charnière synclinale- l’angle de pendage : c’est l’angle que fait le flanc avec l’horizontale- l’élévation structurale du pli, qui est la différence d’altitude entre les deux charnières- l’axe du pli, qui est la bissectrice de l’angle formé par les deux flancs de l’anticlinal- le plan axial du pli : c’est le plan déterminé par l’axe et la charnière anticlinale- la direction du pli : c’est l’intersection du plan axial avec un plan horizontal.Les plis peuvent aussi être, selon leur direction : - parallèles- en virgation- en resserrement.On peut classer les plis : - d’après la largeur relative des anticlinaux et synclinaux :

style congruent : la largeur est tout le temps la même style déjectif : les anticlinaux sont évasés et les synclinaux sont pincés style éjectif : les synclinaux sont en baquets.

- d’après la forme déterminée par l’inclinaison du plan axial : pli droit : le pli est symétrique (le plan axial est vertical) pli en genou : le pendage maximum est inférieur à 90° pli déjeté ou oblique : le pendage maximum est égal à 90° pli déversé : le pendage maximum est supérieur à 90° pli couché : les deux flancs sont à peu près parallèles et voisins de l’horizontale.

- d’après la disposition des flancs : pli lâche : les flancs sont peu inclinés pli serré : les flancs sont très inclinés pli isoclinal : les flancs sont parallèles pli coffré : les flancs sont verticaux avec une large charnière anticlinale pli en éventail : le pli est étranglé à la base.

- d’après la longueur des plis : dôme : anticlinal court, relativement à sa largeur (il est presque aussi large que

long), à pendage périclinal cuvette : synclinal court, relativement à sa largeur, à pendage centripète.

Il peut y avoir rupture du pli : - lors du plissement : dans un pli oblique, l’épaisseur des flancs est inégale par suite du laminage des couches du plan inverse (qui s’oppose au plan conforme) :

pli faillé : rupture du flanc inverse d’un pli déjeté pli chevauchant : rupture du flanc inverse d’un pli déjeté. Un système de plis

chevauchants forme un système d’écailles pli diapir : rupture des deux flancs par la montée de roches très plastiques (sel,

gypse) qui percent les couches sus-jacentes- faille jouant après le plissement :

pli faillé : lorsque les roches sont trop rigides pour se plisser, elles se cassent. La faille est visible à l’extrême droite, vers la retombée du pli qui est également dissymétrique.

A l’intérieur de la classe « structure plissée », on trouve aussi la nappe de charriage : - le charriage est un chevauchement de grande amplitude, transportant sur une distance supérieure à 5 km et sur un plan peu incliné, un paquet de terrains qui forme la nappe de charriage- le plan de charriage est un plan sur lequel s’effectue le déplacement de la nappe- la racine de la nappe est une zone originelle où les terrains de la nappe ont été arrachés- la carapace de la nappe est la couche supérieure, formant le dos de la nappe- le front de la nappe est l’avant de la nappe- le lambeau de poussée est une écaille de substratum, arrachée et incorporée à la nappe- la lame de charriage est un élément de la nappe, enfoncé en coin dans le substratum.

2. Qu’est-ce qui influence la nature du plissement ?

C’est d’abord la nature (la plasticité) des roches qui influence la nature du plissement. Une série sédimentaire compétente est constituée d’une alternance de couches d’épaisseur modérée, qui ont des propriétés mécaniques différentes. A l’inverse, on dit que la série est incompétente lorsque le plissement ne s’effectue pas bien régulièrement : - lorsqu’il y a une très épaisse couche dure- lorsqu’il y a une très épaisse couche tendre. Lors d’une poussée tectonique, si la couche tendre est trop épaisse, elle peut gicler à travers l’anticlinal : on alors un pli diapir.La plasticité des couches se juge aux résultats obtenus. La nature du plissement est surtout liée à la puissance de la poussée tectonique : - si la poussée est modérée, le plissement sera régulier- si la poussée est violente, les plis seront plus serrés. Ils peuvent même parfois se déverser les uns sur les autres.Si la couche tendre est épaisse, les plis auront tendance à s’affaler sur eux-mêmes. On aura alors un pli coffré.

Une structure en dôme et en cuvette se met en place lorsqu’une poussée tectonique s’exerce dans deux directions différentes, soit qu’elles s’exercent au même moment, soit que l’une des poussées se soit exercée avant l’autre. C’est le cas, par exemple, dans les Alpes du Sud.

La formation d’un chevauchement se fait de la manière suivante : - au cours d’une première phase, un anticlinal dissymétrique s’est formé. Les calcaires de la voûte sont fissurés par l’effort d’extension subi, ce qui facilite l’attaque par l’érosion du flanc raide. Celle-ci donne une corniche, qui mord dans la voûte, et des épandages de débris à son pied- l’anticlinal continue de jouer et s’accentue. L’amincissement antérieur de la voûte facilite les choses. Simultanément, la voûte est sérieusement entamée et une combe se forme à sa place- des poussées tangentielles vigoureuses, de la gauche vers la droite, se produisent. Là où la voûte calcaire a disparu par formation de la combe, la résistance de l’anticlinal à ces poussées est moindre. Le flanc doux (gauche) de l’anticlinal, plus rigide, résiste d’avantage à la poussée et vient recouvrir l’emplacement de la combe tandis que le flanc droit est retroussé. A l’extrémité distale du pli, il ne s’était pas formé de combe, car la voûte calcaire s’abaissait (terminaison périclinale). L’anticlinal se casse et se replie sur lui-même, sans

chevauchement. On a une masse de calcaires chiffonnés formant un relief au-dessus des marnes. En avant, au contraire, les couches chevauchées donnent un beau monoclinal.Cette formation d’un chevauchement se retrouve dans l’exemple de la Montagne Sainte Victoire.

La nature du plissement dépend aussi de l’échelle de grandeur de l’accident : plus le pli a de grandes dimensions, plus les déformations seront compliquées.

La nature du plissement dépend enfin de l’épaisseur de la couche sédimentaire qui subit le plissement, et du comportement du socle qui se trouve en-dessous. Une couverture sédimentaire peu épaisse va se mouler sur les accidents du socle, qui se casse lors du rapprochement des plaques. Dans ce cas, le plissement est un plissement de fond.Si la couverture sédimentaire est épaisse et compétente, lorsque le socle sur lequel elle repose se soulève, on obtient un plissement de couverture plastique.

II LES FORMES DU RELIEF DANS LES RELIEFS PLISSÉS

En montagne, l’érosion est beaucoup plus active qu’en plaine : pendant l’ère quaternaire, ces montagnes ont été occupé par de nombreux glaciers qui ont facilité l’érosion.

A. Les reliefs conformes à la structure

La topographie reflète les données de la structure. Ce qui est topographiquement haut correspond à ce qui est tectoniquement haut.A un anticlinal correspond du point de vue morphologique un mont. Le mont peut être primitif : mont formé par une couche dure qui était au sommet de la série stratigraphique au moment de la formation de l’anticlinal ; ou dérivé (la plupart du temps) : la couche dure supérieure a été dégagée (par l’érosion différentielle) des couches tendres sus-jacentes.A un synclinal, correspond morphologiquement un val. Le val peut, lui aussi, être primitif ou dérivé. Un val correspond à un creux de la topographie. On rencontre très fréquemment des vaux atténués : vaux perchés dont la couche dure et une partie de la couche tendre ont été enlevé par l’érosion.

Les reliefs conformes à la structure sont appelés reliefs jurassiens, bien que ces formes soient assez rarement représentées dans le Jura.

B. Les reliefs inverses à la structure

Ils sont le résultat du travail de l’érosion. En particulier les torrents creusent des ravins sur les flancs des anticlinaux : les ruzs (ravins entaillant le flanc d’un mont). Le sommet de l’anticlinal est très rapidement attaqué par l’érosion au fur et à mesure qu’il se forme. On obtient ce que l’on appelle une combe : dépression anticlinale, évidée dans les couches tendres au cœur de l’anticlinal. La combe est une forme d’inversion de relief. Elle correspond à une forme qui, topographiquement, représente un creux, alors que tectoniquement, elle représente une bosse. Elle troue l’anticlinal dans sa partie sommitale et elle est bordée par deux escarpements dissymétriques très raides.Différence entre la combe et la cuesta : le pendage, dans le cas de la combe, est beaucoup plus important.

Le crêt est aussi une forme d’inversion de relief : c’est un relief monoclinal formé par la tranche de la couche dure du flanc anticlinal, regardant l’intérieur de la combe. Il est différent de la boutonnière au niveau du pendage des couches et de la dénivellation structurale.

Lorsqu’il y a un mont dérivé au fond de la combe, celle-ci n’a pas la même forme qu’auparavant : la combe est en anneau autour du mont dérivé. C’est ce que l’on appelle une combe annulaire.On peut aussi trouver des combes de flanc : combes développées dans un pli dissymétrique. Si au moment où une combe se forme, la couche tendre située sous la couche dure est très épaisse, la combe va se creuser considérablement. Dans ce cas-là, on a encore une inversion de relief, qu’on appellera val perché. Lorsque des synclinaux moins attaqués par l’érosion se trouvent en position haute par rapport aux voûtes évidées, ils forment des vaux perchés, longs sommets en berceau défendus par des crêts à regard tourné vers l’extérieur.On peut aussi trouver des vaux sub-perchés : lorsque la base de la couche dure du synclinal est en-dessous du fond topographique des combes.Lorsque les torrents incisent les flancs de l’anticlinal, ils créent des ouvertures dans les crêts de celui-ci C’est ce que l’on appelle un ruz : ravin entaillant le flanc d’un mont. D’autre part, on appelle chevrons, les lambeaux de couche dure qui sont en grande partie démantelés par le travail de l’érosion. Ils ont une forme triangulaire, dont la partie pointue est tournée vers le sommet de l’anticlinal, et qui sont bordés par un crêt tourné vers le sommet de l’anticlinal lui aussi. La couche dure, parfois, peut affleurer à la verticale (car le sommet du pli a été enlevé), la forme obtenue est une barre.Néanmoins, lorsque l’on est en relief plissé, si l’on a un pendage faible qui délimite le bord d’un escarpement, on ne définira pas cette forme comme une cuesta (qui se trouve plutôt dans les régions de bassins sédimentaires), mais comme un crêt (à réserver aux régions de relief plissé).On peut avoir un crêt de chevauchement, lorsqu’une pente raide délimite un accident tectonique qui est le débordement d’un flanc sur le flanc opposé.

En conclusion, on peut dire que la structure tectonique et la structure lithologique conditionnent fortement les possibilités de l’érosion.

C. Les relations entre le relief et l’hydrographie

Les artères secondaires sont presque toujours adaptées à la structure, ou indirectement à la topographie : elles coulent dans les synclinaux, dans les combes. Elles peuvent même couler dans les flancs d’une combe annulaire.Les artères maîtresses recoupent plus souvent les axes du relief. Elles peuvent traverser l’axe anticlinal pour deux raisons : - la rivière est antécédente : elle s’est enfoncée sur place lorsque le pli s’est formé- la rivière est en surimposition : adaptée à une structure superficielle tectonique ou lithologique, elle rencontre en s’enfonçant, une structure différente.Une cluse est une forme d’érosion à travers un anticlinal. Il est fréquent que des combes se forment à partir du passage d’une cluse dans l’axe anticlinal. Quand une rivière traverse perpendiculairement un synclinal, on appelle cela un goulet.Lorsqu’une rivière est ainsi en désaccord avec la structure, on dit que son tracé est épigénique soit par son antécédence, soit par sa surimposition. (Il ne faut pas confondre épigénique avec épirogénique : soulèvement d’ensemble.)Dans le cas d’une surimposition, on retrouve des restes de couche tendre qui a été amincie.

L’antécédence et la surimposition peuvent se trouver dans toutes les structures. Par exemple, la Meuse coule du Sud vers le Nord car elle était surimposée sur une surface d’aplanissement inclinée vers le Nord. Mais elle est aussi antécédente au mouvement tectonique qui a soulevé les Ardennes.

LE RELIEF DES SOCLES

Les socles occupent la majeur partie des continents. Ce sont des portions d’écorce terrestre qui se sont plissées avant l’ère secondaire (c’est-à-dire qu’elles ont plus de 230 millions d’années). Les paysages des socles sont marqués par l’importance des lignes horizontales, qui sont entrecoupées par des vallées plus ou moins profondes. Parfois, les reliefs sont accidentés d’escarpements rigides, on peut aussi y rencontrer des lignes de crête de roche dures ou des formes volcaniques.

I LES CONDITIONS STRUCTURALES

A. Âge et nature des roches

Toutes ces roches sont antérieures à l’ère secondaire, elles sont donc peu plastiques. Cependant, toutes les roches antérieures au secondaire n’ont pas la même résistance à l’érosion. On peut trouver dans les socles : Des roches sédimentaires qui datent de l’époque du primaire. Elles sont toutes plus ou

moins métamorphisées. Le métamorphisme peut également affecter des roches déjà métamorphisées : ce sont alors des roches remétamorphisées. Le métamorphisme peut affecter tous les types de roches.

A 20 km de profondeur, la pression est 20 000 fois plus forte qu’à la surface. La température à laquelle sont soumises les roches augmente de 3°C tous les 100 m. Cette chaleur peut ainsi atteindre plusieurs milliers de degrés.Le métamorphisme est aussi lié aux plaques tectoniques. Enfin, la durée pendant laquelle se déroule ce processus de friction, est non reproductible en laboratoire.Une roche métamorphisée est toujours plus résistante à l’érosion, que la roche qui lui a donné naissance. Les roches endogènes (ou roches plutoniques). Les travaux expérimentaux qui ont été fait

en laboratoire, montrent que ces roches proviennent de la solidification fractionnée, soit du magma, soit de roches sédimentaires portées à de hautes températures : elles ont fondu. Deux éléments cristallisent en premier : le feldspath et le mica. Le quartz va se souder en dernier, et va donc solidifier le tout.

On peut aussi trouver en petite quantité des minéraux (fer et titane, par exemple). Ceux-ci donnent à la roche sa couleur. Le résultat de la solidification fractionnée de tous ces éléments donne le granite. C’est une roche à grains visibles à l’œil nu. A la différence du gneiss, les grains du granite se présente sans aucune orientation préférentielle. On dit que les granites sont des roches grenues. Ils se distinguent les uns des autres, notamment par la taille des grains qui les composent, mais aussi par leur couleur et par leur pourcentage de quartz. Ce pourcentage dépend de la nature du magma qui a donné naissance au granite.Les roches plutoniques affleurent en vastes massifs. On les trouve dans les massifs anciens, mais également dans les chaînes de montagne soulevées pendant l’ère tertiaire.Selon les conditions de formation, et surtout selon les conditions de refroidissement, on rencontre deux grandes familles de granite : - granite intrusif : des batholites (ou plutons) : des grosses bulles de granite ayant bénéficié de la chaleur de l’écorce terrestre remonte à la surface et forment ainsi le granite intrusif. Par exemple, le batholite de Flamanville.Les socles dans lesquels les plutons sont nombreux sont appelés cratons. Ces morceaux de socle sont des portions d’aire continentale, très stables

- granite d’anatexie (du grec anateksis : fusion). Il se forme à moins grande profondeur que le granite intrusif. Il provient de roches qui ont fondu sous l’effet de la température et de la fusion.Ce granite présente un contact beaucoup moins net avec les roches à travers lesquelles il passe. Les roches les plus proches de cette bulle de granite ont été enrichi de minéraux. On les appelle des roches migmatites. Les roches les plus éloignées ont simplement été recuites, elles sont moins résistantes. On les appelle roches ectinites. On appelle ce type de métamorphisme : métamorphisme général ou régional.

Toutes ces roches qui sont formées de cristaux (roches cristallines) sont riches en certains secteurs en filons métallifères (cela peut être du fer, du plomb, du zinc, de l’or, de l’argent). Le plus souvent, les gisements sont polymétalliques.Le granite est également un excellent matériau de construction. Les roches volcaniques. Elles proviennent de l’intérieur de la terre. Parmi les roches

volcaniques, l’une d’entre elles est le basalte, qui représente 95% des roches volcaniques que l’on rencontre à la surface du globe.

Ces roches ne sont pas spécifiques aux massifs anciens.

B. Les conditions tectoniques

Qu’il s’agisse des roches sédimentaires primaires ou des autres matériaux des socles, ils sont peu plastiques, et donc ne peuvent enregistrer que des bombements à fort rayon de courbure. On appelle ces massifs anciens des boucliers. Quand les mouvements ont été violents, les roches se cassent, les massifs anciens sont des morceaux de socles soulevés et portés en hauteur.En structure faillée, on rencontre très fréquemment des fractures : cassures avec ou sans déplacements. En découle des failles : accidents structuraux (car ils affectent les différents types de structure). Ce sont des cassures s’accompagnant de déplacements tectoniques des terrains adjacents ou lèvres. Le plan le long duquel se fait le déplacement différentiel des deux lèvres est appelé plan de faille. La zone de friction dégagée et polie par le glissement est appelé miroir de faille.La faille peut avoir deux directions : - faille inverse (ou chevauchante) : la lèvre supérieure chevauche la lèvre inférieure. Elle est liée à un phénomène de compression- faille normale est liée à des phénomènes de distorsion.La direction vers laquelle est situé le côté affaissé est appelé regard de la faille.

Quand il y a des sédiments sur le socle, on peut analyser le rapport entre le pendage des couches et le regard de la faille : - lorsque le regard de la faille est tourné vers l’aval-pendage, on dit que la faille est conforme- lorsque le regard de la faille est tourné vers l’amont-pendage, on dit que la faille est contraire.Pour mesurer la dénivellation tectonique, il suffit de mesurer le rejet de la faille (c’est-à-dire la différence entre la couche sur le plan soulevé et la couche sur le plan affaissé).En structure faillée, on distingue le fossé tectonique (ou graben) : compartiment abaissé, limité par deux failles ; du horst : compartiment surélevé, limité par deux failles. Lorsque l’on a tantôt graben, tantôt horst, on appelle cette structure une structure en touches de piano.On peut aussi trouver des failles organisées en gradins.Certaines directions de failles peuvent être plus fréquentes que d’autres. Certaines correspondent à des rejeux d’accidents anciens. Il y a eu au moins deux directions qui ont daté l’ère primaire :

- la « direction armoricaine » (nord-ouest - sud-est)- la « direction varisque » (sud-ouest - nord est)

II LES PRINCIPALES FORMES DE RELIEF DANS LES MASSIFS ANCIENS

A. Abondance des surfaces planes

Les pénéplaines sont le résultat d’une très longue période d’érosion. Mais l’érosion est plus ou moins active selon le climat et plus ou moins rapide selon la nature des roches. Pour deux roches qui ont à priori la même résistance, on peut avoir des secteurs compacts ou des secteurs fissurés. On appelle ces fissures des diaclases. Les fissures sont liées soit à la rétraction du granite lorsqu’il se refroidit, soit à la diminution de la pression qui pèse sur les granites lorsque les couches sédimentaires ont été enlevé par l’érosion.Les pénéplaines ne sont jamais complètement uniformes, elles ont pu conserver des reliefs moins attaqués : c’est le cas des reliefs résiduels (ou monadnocks : buttes résiduelles dans une pénéplaine).En milieu tropical, ces reliefs ont une forme de pain de sucre, on les appelle des « pains de sucre » ou des « inselbergs ».

La présence de failles va également guider le travail de l’érosion différentielle. En effet, le long de la ligne de faille, la roche a été broyé. Le tracé du réseau hydrographique, dans les socles, a souvent une forme de tronçons rectilignes.Les pénéplaines ont subi, pendant le tertiaire, un rajeunissement. Quand les interfluves sont très rétrécis, on donne à ces petits restes de lambeaux de plateaux, le nom de serres.

B. Les escarpements liés aux failles

On ne peut les étudier correctement que s’il subsiste des roches sédimentaires sur le socle, qui ont été cassé.On peut les regrouper en deux familles d’escarpements : - les escarpements de faille (originels) : escarpements dérivant d’une portion du plan de faille qui n’a jamais été caché par des couches s’appuyant contre elle. Ces escarpements vont être soumis au travail de l’érosion, et on va ainsi obtenir :

des escarpements de failles à facettes : le plan de faille a subi un début de dissécation, mais est encore conservé dans la topographie sous forme de facettes triangulaires.

lorsque la partie haute va se faire attaquer par l’érosion, et la dénivellation topographique va ainsi devenir plus faible que la dénivellation tectonique, on appellera cet escarpement, un escarpement de faille atténué (la dénivellation topographique est moins forte que le rejet de la faille)

lorsque l’érosion va faire reculer l’escarpement par rapport à sa positon initiale, on appellera ce nouvel escarpement, un escarpement de faille hérité

lorsqu’aucun escarpement ne correspond à la faille par la suite d’une érosion (et non par suite d’une fossilisation), on appellera cet escarpement un escarpement de faille nivelé

- les escarpements de ligne de faille (dérivés) : escarpements dégagés (par l’érosion différentielle) ; escarpements de faille correspondant à des portions du plan de faille, primitivement cachées par des couches du bloc voisin qui venaient s’appuyer contre elles. Deux situations sont possibles :

le bloc tectoniquement soulevé est aussi topographiquement le plus haut : l’escarpement de ligne de faille est conforme à la structure

le bloc tectoniquement le plus bas est topographiquement le plus haut : l’escarpement de ligne de faille est inverse à la structure.

Le long de la faille, il est fréquent de trouver une vallée. Cette vallée va présenter deux versants directement liés à la présence de la faille : c’est un escarpement de faille double : deux escarpements de faille à partir d’une faille unique.

Il peut arriver qu’il y ait un fossé tectonique. Ce fossé peut être occupé par une mer ou des lacs, dans lequel s’accumule des sédiments. Il peut être rempli de sédiments, on ne voit alors plus l’escarpement. Si l’érosion agit et dégage l’escarpement, on dira que celui-ci a été exhumé, après avoir été fossilisé.Si le fossé tectonique s’enfonce tout doucement, au fur et à mesure qu’il s’enfonce, il peut recevoir des débris. On ne saura alors jamais qu’il y avait un fossé. Si l’érosion vient enlever les roches tendres, on dira que l’escarpement a été révélé.

C. Les reliefs différenciés

C’est ce que l’on appelle plus couramment le relief appalachien : relief d’érosion différentielle formé par réadaptation à la structure plissée (uniquement en fonction des affleurements de roches dures et roches tendres) au cours du rajeunissement d’une surface d’érosion tronquant la surface plissée. Alternance de barres de roches dures et de dépressions parallèles excavées dans les roches tendres. Ce relief présente des plissements (synclinaux : plis concaves vers le haut, abaissant les plans stratigraphiques ; et anticlinaux : plis convexes vers le haut, élevant les plans stratigraphiques). Les roches sédimentaires antérieures à l’ère primaire ont été plissées. Puis il y a eu un aplanissement du relief. L’érosion différentielle a mis en relief les lignes de crête de roches dures.Dans ce relief plissé, les sommets ont tous la même altitude : preuve qu’il y a bien eu un aplanissement. Ils apparaissent en buttes par rapport aux dépressions, parce qu’ils sont fait de roches dures. On pourrait définir ces lignes de crête comme des barres. Dans le relief appalachien, on les appelle hogbacks.

Le réseau hydrographique s’est installé sur les surfaces d’aplanissement. Lorsqu’il a rencontré des dépressions, il a coulé à l’intérieur de celles-ci : c’est le tracé en baïonnettes des rivières. Lorsque la cluse n’est plus occupée par une rivière, on l’appelle wird-gap.

En conclusion, on peut dire qu’au contact entre bassin sédimentaire et massifs anciens, on peut rencontrer : - un contact en glacis. On passe progressivement du bassin sédimentaire au massif ancien. Il n’y a pas de limite topographique visible. C’est le cas, par exemple, de la bordure occidentale du Massif Central- un contact par dépression périphérique. Pour que cette situation topographique arrive, il faut que la mer ait d’abord déposé des sédiments tendres au pied d’un massif ancien, puis des couches dures. C’est le cas, par exemple, dans le Morvan, dans la région Terre Plaine et dans l’Auxois. Ces dépressions périphériques ne sont pas très fréquentes dans la réalité- un contact par glint (nom donné au contact entre une plate-forme russe et un bouclier scandinave). Cette situation est très fréquente dans les boucliers tropicaux. En climat chaud et humide, le grès est plus résistant que le granite, et donc, au contact entre grès et granite, le grès va être capable de donner de véritables falaises. Par exemple, au Mali, la falaise de Bandafiara, ou au Venezuela, les monts Roraïma

- un contact par fossé ancien évidé (fossé tectonique exhumé, ou bassin permien). Le bord du socle a subi des déformations tectoniques qui ont abouti à un fossé tectonique. A la fin du primaire, le socle a été rempli par des sédiments qui ont bourré le fossé. Tout ceci a été recouvert par les mers du secondaire. L’érosion a attaqué les couches du secondaire et a fait réapparaître le fossé tectonique : c’est un escarpement de ligne de faille conforme à la structure- un contact par vallée de ligne de faille. Par exemple, la région de Meyrueis- un contact par gradins de faille. Par exemple, en Bourgogne- un contact par escarpement de ligne de faille.

LE RELIEF VOLCANIQUE

Le volcanisme est une forme d’activité violente qui est liée à la dynamique du globe. Les volcans se localisent soit dans les zones de subduction, soit dans les rifts (qui peuvent être océaniques ou continentaux), soit à l’intérieur d’une plaque. Dans ce cas-là, ils proviennent de l’émission de lave à partir d’un point chaud.L’origine des points chauds est encore discutée. On pense qu’ils se forment à la limite entre le noyau et le manteau. Leur répartition semble aléatoire. On en a repéré quelques dizaines à la surface du globe.Or, si les points chauds sont fixes, la plaque est active, et donc, les points chauds percent la plaque et donne des lignes de volcans alignés (par exemple, Hawaï).

Les trapps du Décan sont la première apparition d’un point chaud actif, il y a 70 millions d’années. Puis la plaque s’est déplacée et les volcans sont maintenant actifs au niveau de la Réunion.Les roches volcaniques, en se désagrégeant, donnent des sols très fertiles, et donc, beaucoup de régions volcaniques sont très densément peuplées. Or, les éruptions font peser un danger permanent, directement par les milliers de mort qu’elles peuvent provoquer, et indirectement par les conséquences sur l’économie.En plus de la richesse des sols, les régions volcaniques présentent l’avantage de fournir des énergies indéfiniment renouvelables. Depuis la fin du XIXe siècle, on a mis en place des centrales géothermiques.Les phénomènes volcaniques s’accompagnent de remontées d’eau chaude, qui ont donné naissance au thermalisme.Il peut aussi être source d’activité touristique.

I LES TYPES DE MATÉRIAUX ET LES TYPES D’ÉRUPTION

A certains types d’éruption des volcans correspondent certains types de roches volcaniques. La nature des roches volcaniques dépend de la température du magma qui lui a donné naissance et de sa composition chimique, et de la plus ou moins grande teneur en gaz, contenue dans les roches expulsées.

A. Les matériaux volcaniques

Ils se présentent sous des formes physiques différentes. Ils sont donc plus ou moins résistant vis à vis de l’érosion.

1. Les matériaux meubles

Ce sont des matériaux sous forme de poussières, qui ont été expulsé dans l’atmosphère. Par exemple : le Krakatoa expulse des matériaux sous forme de poussières. On va les définir en fonction de leur diamètre : - les cendres (moins d’un millimètre de diamètre) sont expulsées le plus haut en altitude- les lapillis (de 1millimètre à 5 centimètres)- les bombes volcaniques (de quelques centimètres à plusieurs m3). Elles sont particulièrement dangereuses pour les hommes proches du volcan en éruption- les blocs de roches encaissantes.Les roches volcaniques sont plus ou moins bulleuses (cela dépend des gaz qui vont s’échapper). La pierre ponce est une roche volcanique.

2. Les matériaux cohérents

Cela peut être : - des cinérites. Celles-ci peuvent se consolider en quelque chose de plus résistant : - des tufs volcaniques. Ils sont cohérents, mais néanmoins assez tendres.Les blocs de lave peuvent avoir été aggloméré entre eux par une coulée de lave ou par des coulées de boue. Dans ce cas là, on obtient des conglomérats volcaniques.Les coulées de boue qui se durcissent sont des lahars. La projection des nuées ardentes (entre 500 et 800°C), quand elles retombent au sol, vont se souder. Ce sont des ignimbrites. Elles peuvent donner des couches très épaisses, et donc des plateaux. Ce sont des couches très résistantes à l’érosion.On peut aussi trouver, tout simplement, des coulées de lave.

Tous ces matériaux peuvent avoir une composition chimique différente. Dans 95% des cas, il s’agit de roches basiques, pauvres en silice et riches en fer.On distingue : - le basalte, qui représente 95% du volume des roches volcaniques. Il s’échappe des cratères, et il se comporte comme les roches dures. C’est aussi une roche perméable- les roches andésites. Elles sont très proches de la composition de la croûte continentale- les rhyolites, domites et phonolites. Ce sont les roches volcaniques les plus acides : elles contiennent plus de quartz, et donc plus de silice.

Ces roches volcaniques sont aussi plus ou moins fluides, suivant leur composition. Ce qu’il faut retenir, c’est : plus c’est basique, plus c’est fluide ; plus c’est acide, plus c’est visqueux.

B. Les types d’éruption

Un même volcan peut connaître des formes d’éruption différentes, soit au cours d’une période d’activité, soit dans le temps. Lacroix (géologue français) a classé les types d’éruption en 4 familles : Type hawaïen. L’éruption se manifeste sous forme de lave bouillante qui s’échappe de

dorsales océaniques ou de points chauds. Elle s’échappe par le cratère ou par des fissures d’où elle va déborder. Le processus peut durer très longtemps.

Type strombolien. La lave est moins fluide, et donc elle n’arrive pas à s’écouler loin du lieu d’émission. La lave s’accumule sur les bords du volcan et forme ainsi un cône. C’est, par exemple, le cas du Vésuve et de l’Etna actuellement (mais ce n’a pas toujours été le cas).

Le type hawaïen et le type strombolien ont des éruptions qui les ont classé dans la famille des volcans rouges. Ils sont très spectaculaires mais ce sont les moins dangereux pour les hommes. Type vulcanien (du nom du volcan italien Vulcano). La cheminée par laquelle le magma

vient des profondeurs en surface se bouche entre deux éruptions. Il reste des fissures le long desquelles des fumerolles attestent de l’activité. Ces fumerolles sont composées de vapeur d’eau et de gaz multiples : le CO2, le gaz sulfureux (qui va se déposer sous forme de souffre sur les bords du cratère), l’acide sulfurique (qui peut même parfois s’accumuler dans des lacs au fond du volcan), des métaux (or, argent, titane, arsénique). En temps d’activité, les cheminées vont se déboucher et tout ceci va être projeté dans l’atmosphère. C’est une éruption de type vulcanien qu’a connu Pompéi en 79 après J.C. C’est lors d’éruption de ce type que l’on peut avoir des lahars, en même temps que des projections.

Type péléen (du nom du Mont Pelé qui entra en éruption en 1902). Une éruption de type péléen s’annonce d’abord par des grondements sourds, des échappements de fumée, des tremblements de terre. Il se produit ensuite une fumée ardente, c’est-à-dire des projections

de roches visqueuses à partir de la cheminée qui se débouche brutalemant (ce sont principalement des cendres et des blocs de taille variable).

L’éruption de type vulcanien et l’éruption de type péléen sont caractéristiques des zones de subduction. Elles sont assez fréquentes en Indonésie (le volcan indonésien le plus meurtrier est le Mérapi).On les appelle les volcans gris : il y a peu d’émission de lave incandescente et beaucoup d’émission de cendres. Ce sont les plus dangereux de la planète (plus de 50 000 morts depuis le début du siècle). En 1997, l’aéroport d’Auckland (en Nouvelle-Zélande) a été fermé pendant plusieurs mois pour raison de non visibilité.

Les phénomènes post-éruptifs. Ils se manifestent sous forme d’émission de gaz. Ils sont non dangereux, sauf quand les fumerolles s’accumulent au fond du cratère qui contient un lac d’eau douce. Alors, le gaz traverse l’eau et s’échappe. Le dégazage qui se produit alors peut tuer les hommes et les animaux vivant autour du lac.

Les geyser sont des émissions périodiques d’eau chaude très riche en calcium et en souffre.Les sources thermales sont plus ou moins chaudes, plus ou moins souffrées.Le solfatares sont des bouillonnements de boue, mélangés avec de la lave, du gaz et de la vapeur d’eau.Les tsunamis sont des raz de marée, conséquence d’un volcanisme océanique et d’un tremblement de terre.

II LES FORMES DE RELIEF LIÉES AU VOLCANISME

A. Les formes élémentaires

Elles sont de deux types.

1. Les formes de construction

Les terrasses de dépôts carbonatés. Les champs de scorées, fossilisant le relief antérieur. Les coulées, plus ou moins étendues en fonction de la quantité de lave émise et de sa

fluidité. On leur donne des noms différents en fonction de leur aspect de surface. On distingue trois familles :

- les chaires (ou aa) : coulées de lave rugueuses, bulleuses- les pahoehoes : coulées de lave plus lisses- les pillow-lava (au fond des océans).

Les cendres consolidées en tufs ou en ignabrites donnent naissance à des plateaux. Les cônes volcaniques résultent de l’accumulation de cendres. Cela peut être des cônes de

scorie (pente = 35°). Parfois, le cône est ouvert sur un côté. On dit qu’il est égueulé. Les dômes (ou aiguilles).

2. Les formes de destruction

L’extrémité de la cheminée du volcan peut s’élargir en un creux : c’est le cratère. C’est par lui que s’échappe une grande partie des gaz volcaniques. Lorsque le volcan est éteint, il peut être occupé par un lac.

Les maars sont le résultat d’explosions volcaniques qui se font à la surface d’un plateau parce qu’une nappe phréatique a été chauffé. La pression a augmenté et ça a sauté en faisant un trou dans la roche. Le maar est un creux circulaire à la surface d’un plateau volcanique et qui est le résultat de l’explosion.

Les caldeiras sont des affaissements provoqués par le relâchement des pressions dans les réservoirs magmatiques, elles recoupent à l’emporte-pièce une partie du volume saillant.

On peut ainsi avoir des formes complexes.

B. Les formes complexes

Elles sont le résultat de milliers d’années d’activité volcanique. Cela peut être : - des volcans boucliers. Par exemple, le Mona Loa, qui mesure près de 100 km de diamètre- des strato volcans : cônes volcaniques de très grande dimension, qui sont formés d’une superposition de matériaux meubles et de coulées de lave. Ils ont rarement une seule cheminée, ils sont parsemés de nombreux cratères- des cônes multiples. Par exemple, le Vésuve qui, à côté du cône principal, comporte de nombreux petits cônes sur les flancs.

III LE TRAVAIL DE L’ÉROSION

L’intensité du travail de l’érosion dépend d’abord des différences de résistance des matériaux, de l’importance des dénivellations et de la nature du climat. Les cônes de cendres sont très facilement attaqués par le ruissellement et des ravins vont se creuser : c’est ce que l’on appelle des barrancos.L’érosion, à force de dégager le cône de scorie, va faire apparaître la cheminée seule (le cône aura disparu). Et la disparition du cône va donner naissance à des murs de lave : les necks.Lorsque l’on a des remontées de lave obliques le long des fissures, on les appelle des sills. Le sill est le moulage d’un plan stratigraphique séparant deux couches sédimentaires.Enfin, on appelle dyke le mur de lave qui est le moulage d’une cassure.Neck, sill et dyke correspondent à des positionnements différents de murs de lave.

Un fragment de coulée inversée entre des vallées qui s’encaissent devient une sorte de plateau doucement incliné : la planèze. Les planèzes sont des plateaux triangulaires, d’origine volcanique.En se refroidissant, la lave de certaines coulées (en particulier les coulées de phonolyte) se fissure dans l’épaisseur. Quand il gèle ou qu’il pleut, l’eau pénètre dans ces fissures et a tendance à les élargir. Le rebord de la coulée prend ainsi un aspect particulier : ce sont des formes de relief en tuyau d’orgue.La lave peut également s’accumuler dans les vallées, elle fossilise le relief qui existait auparavant. La vallée est constituée de marnes calcaires et de coulées de lave. L’érosion va agir, et au bout d’un certain nombre d’années, on va obtenir une inversion de relief. On donne à ces inversions de relief le nom de mesas.

LE RÔLE DE LA NATURE DES ROCHES SUR LES FORMES DE RELIEF

Les roches présentent des formes de détails : le modèle. Celui-ci varie en fonction des climats, et en fonction de la composition chimique des roches. L’érosion agit par le biais de la météorisation qui provoque la désagrégétion mécanique des roches. Par exemple, l’action de l’alternance gel-dégel. L’érosion peut aussi agir par la dissolution de certains composants de la roche. La destruction des roches est plus ou moins rapide, en fonction du degré de résistance des roches. Les roches meubles sont plus facilement prises en charge par le vent ou l’eau, que les roches cohérentes.Pour les roches cohérentes, leur résistance à la désagrégation mécanique dépend de la massivité de la roche. En effet, certaines roches sont beaucoup plus fissurées que d’autres. Une roche fissurée est beaucoup plus sensible à l’érosion qu’une roche compacte. La désagrégation mécanique a des effets sur la désagrégation chimique.

I LES DIFFÉRENTS TYPES DE ROCHES CARBONATÉES

Les roches carbonatées sont particulièrement sensibles à la dissolution. Il existe différents types de roches carbonatées. Elles sont constituées essentiellement de carbonate de chaux. Or, le carbonate n’est pas soluble dans l’eau pure. Par contre, il est très sensible à l’action de l’acide. Or, cet acide provient de la rencontre entre l’eau et le dioxyde de carbone. Leur association donne de l’acide carbonique. Et l’atmosphère est riche en dioxyde de carbone.

Le milieu tropical humide voit la dissolution des roches calcaires accélérée par l’abondance des pluies et du dioxyde de carbone. La teneur de l’eau dans l’acide carbonique varie avec la pression.Les stalactites et les stalagmites sont en fait, des dépôts en trop du carbonate de calcium, que l’eau n’est plus capable de contenir.Tous les calcaires n’ont pas exactement la même composition. Certaines roches calcaires contiennent des dolomites : on appelle ces roches des dolomies, c’est-à-dire des roches hétérogènes dans leur composition (elles contiennent à la fois des éléments solubles et des éléments insolubles). Ces roches donnent des reliefs ruiniformes.

Les roches carbonatées n’ont pas toutes le même degré de solubilité. D’une manière générale, les calcaires autre que la craie sont des roches compactes, dures et perméables, elles forment des plateaux massifs lorsqu’elles affleurent. Les calcaires sont peu attaqués par le ruissellement. Lorsqu’une rivière traverse ces plateaux, les escarpements y sont très raides.

II LES FORMES DE RELIEF KARSTIQUE

Il faut deux conditions structurales fondamentales pour que des formes karstiques s’élaborent : - il faut que les couches calcaires affleurent en couches épaisses- il faut que les couches soient peu déformées par les mouvements tectoniques.Les régions karstiques jouent actuellement sur leurs caractéristiques topographiques pour développer le tourisme.Par extension, on appelle karstiques toutes les formes liées à la dissolution : le gypse et les roches salines, par exemple. Mais ces roches sont peu répandues dans la nature.

A. Les formes de surface

Le réseau hydrographique, dans les régions karstiques, est rare. Il est donc aussi peu hiérarchisé. En réalité, quand une rivière bien alimentée traverse une région karstique, c’est qu’elle a sa source dans une région voisine non calcaire. Les versants de vallées entourant cette rivière sont très raides, parfois même en surplomb. Les vallées à flancs verticaux sont appelées canyons.L’encaissement de ces rivières résultent le plus souvent du soulèvement tectonique de la région. Le tracé de ces rivières est très souvent guidé par un réseau de failles ou de diaclases.Le canyon du Colorado n’est pas exclusivement taillé dans du calcaire (on y trouve aussi du grès).

Les rigoles de dissolution s’appellent des lapiez. Il est fréquent, dans le relief de lapiez, que les creux soient occupés par de l’humus. L’acide dégagé par les racines contribue à confirmer le trou. On appelle lapiez couverts, les lapiez qui sont recouverts par de la terre.Les dolines sont des petites dépressions fermées, grossièrement circulaires. Parfois elles ont une forme en entonnoir. Les dolines sont des creux de dissolution dans des roches perméables. Ainsi, ce sont souvent des endroits cultivés dans les régions karstiques. La réunion de deux dolines va former une dépression, que l’on appellera ouvala. Une ouvala est une forme de dissolution par l’eau, mais l’origine des dolines n’est pas très claire. Elles ne sont pas drainées par un cours d’eau, mais sont souvent localisées le long de failles.Le mot poljé, dans les langues slaves, signifie tout simplement plaine, mais les géomorphologues réservent le nom à une plaine karstique fermée, large de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres, longue de quelques dizaines de mètres à quelques kilomètres, qui contraste par sa platitude et souvent par sa mise en culture avec les plateaux karstiques pierreux qui la bordent. Les bords du poljé sont en pente forte ; le fond plat est tapissé d’une terre de décalcification. Une rivière parcourt souvent ce fond mais ne peut en sortir que souterrainement par un gouffre appelé en Yougoslavie ponor.Après de longues pluies, le calcaire peut être chargé d’eau et le ponor cesse d’absorber, de sorte que le fond du poljé est temporairement inondé à la manière d’un lavabo dont la vidange n’absorberait que goutte à goutte. Le ponor peut même fonctionner à l’envers, comme une source remontante.Le fond du poljé est souvent accidenté de buttes rocheuses : les hums.Dans les régions méditerranéennes, on a des plateaux calcaires secs et les dépressions peuvent être occupées par des lacs temporaires ou permanents. L’origine des poljé est connue : ils ont une origine structurale. Ils se forment quand les couches calcaires épaisses sont en position déprimées (position synclinale ou lorsqu’elles sont localisées dans un fossé tectonique). L’inondation périodique des poljé contribue à les aggrandir.Les gouffres sont des avens qui s’ouvrent à la surface des plateaux karstiques. Ces avens permettent la communication avec les formes souterraines (qui peuvent être très profondes). Les avens sont très dangereux.

B. Les formes souterraines

Les formes souterraines sont caractérisées par la présence de grottes ornées de stalactites et de stalagmites. L’eau qui y circule peut se propager dans de véritables rivières souterraines. Les tronçons communiquent entre eux par des siphons. L’eau peut ressortir du plateau calcaire en sources très abondamment alimentées : ce sont des résurgences, ou sources vauclusiennes. Les sources vauclusiennes sont à l’origine des reculées.