Géologie 18

12 . GEODYNAMIQUE EXTERNE

La dynamique externe de la terre, ou la géodynamique externe, concerne l'évolution dynamique de la surface de la Planète. L'eau, la glace, le vent, sculptent les surfaces continentales. Les paysages obtenus reflètent la nature, la composition et l'architecture des formations géologiques. Les continents s'aplanissent et tendent vers un niveau de base, celui des océans. Si les processus d'érosion dominent les continents, ce sont plutôt les processus de la sédimentation qui prévalent dans les océans. Il existe un lien certain entre géodynamique interne et géodynamique externe : la dynamique reliée à la tectonique des plaques vient souvent rajeunir les reliefs des continents; la topographie des océans et son évolution sont aussi tributaires de la tectonique des plaques.

On appelle souvent la terre, la planète bleue. Cela n'est pas étonnant, car comme le montre la coupe ci-dessous, les océans couvre 71% de la surface de la planète. Les points extrêmes du relief de la surface de la lithosphère sont : le mont Everest dans l'Himalaya, le point le plus haut, à 8 848 m, et la fosse des Mariannes, le point le plus profond dans l'océan, à 11 034 m de profondeur. On a donc un dénivelé total de 20 000 m (20 km).

 

 

Les couches superficielles de la Planète contiennent les ressources naturelles minérales essentielles à la survie de l'Homme: eaux souterraines, combustibles fossiles et gîtes métallifères. Plusieurs de ces ressources originent des processus de surface.

12.1 La formation des continents

La différenciation en enveloppes concentriques

Les planètes du système solaire sont constituées de couches concentriques, avec notamment un noyau dense au centre et une atmosphère gazeuse à la périphérie. L'agglomération de matériau homogène a été suivie d'une fusion qui a favorisé la différentiation. Les éléments lourds comme le fer et le nickel migrent au centre et forment le noyau de la planète. Les silicates plus légers se rassemblent autour en constituant le manteau. Les éléments volatiles, comme l'azote, l'hydrogène, l'eau, se dégagent à la périphérie et constituent l'atmosphère. La planète formée est donc chaude à son origine; elle se refroidit ensuite lentement. L'atmosphère, puis l'hydrosphère sur la Terre, proviendraient donc du dégazage du manteau.

La formation de l'écorce

La mesure du rapport isotopique d'éléments radio-actifs ayant une période de désintégration très longue permet de remonter trés loin dans le temps. La Terre et les météorites ont le même âge: 4,55 G.a. La Terre a commencé à se former à cette époque, elle a continué à grossir pendant environ 150 M.a.; vers -4,4 G.a. elle a atteint sa taille définitive et isolé son noyau interne. L'individualisation de l'écorce s'est faite plus tard. Les plus anciennes datations radiométriques de roches de la croûte continentale remontent jusqu'à 4 G.a. Longtemps, le terrain le plus ancien connu fut un gneiss du Groenland (formation d'Isua) à 3,8 G.a. Depuis, on a obtenu un âge de 3,96 G.a. sur un gneiss canadien et même 4,1 à 4,2 G.a. sur une quartzite d'Australie. Ces résultats montrent d'une part qu'une croûte continentale existait déjà il y a 4,2 G.a et qu'il y avait aussi des agents géologiques externes pour l'éroder et donner des roches sédimentaires; on peut supposer que l'eau à l'état liquide, donc l'hydrosphère, était déjà présente.

La cratonisation

Au début du Précambrien le bombardement météoritique a été intense jusqu'à -3,8 G.a. environ. Les premiers ilôts de croûte continentale se forment à partir du manteau. Ces premiers continents s'agrandissent par adjonction de nouveaux terrains métamorphiques produits par les orogénèses. Schématiquement, des blocs continentaux sont dispersés à l'origine; ils sont érodés et les matériaux détritiques se déposent sur les plates-formes marines adjacentes, l'orogénèse et le métamorphisme associé déforment et transformes ces sédiments marins qui assurent alors la jonction entre les blocs. Ces blocs de vieux socle précambrien servent d'ossatures aux continents d'aujourd'hui. Ils affleurent en "boucliers" ou sont recouverts en discordance par des sédiments plus récents, généralement paléozoïques, peu ou pas déformés (plate-formes). Ces ensembles stables constituent des cratons constitué principalement de gneiss et de granites.

Remarque , la quantité de matière continentale est stable depuis environ 500.000.000 années.

12.2 Altération des continents

Dans la plupart des régions, les roches n’affleurent pas directement à la surface, mais sont masquées par un épiderme meuble, le sol.

C’est sur ce sol que se développe la végétation , dont la composition reflète celle des roches du sous-sol

Les processus physiques, chimiques et biologiques qui conduisent à la formation du sol à partir de la roche saine sont appelés altération. En mobilisant sur place certains éléments de la roche mère, l’altération est à l’origine de la pédogénèse.

L’altération permet ainsi la redistribution de ses produits par des agents dynamiques comme la gravité, le vent, la glace et surtout les eaux courantes et océans, c’est donc l’agent initiateur de l’érosion.

La destruction du roches constitue la source principale des matériaux du sol. Ce phénomène intéresse aussi bien les roches magmatiques que les roches métamorphiques et sédimentaires.

Les actions purement mécaniques des agents d'érosion produisent des fragments de même composition chimique que la roche d'origine. Les phénomènes chimiques donnent des solutions de lessivage qui sont exportées ou fournissent les éléments pour former de nouveaux minéraux dans le sol (néoformation). Les roches érodées forment un manteau d'altération (éluvion). La contribution des organismes à cette couche, sous forme d'humus, aboutit à la formation d'un sol dont la nature et l'épaisseur varie selon les climats.

Rappel -------------->  Ptech1.pdf

PROCESSUS PHYSIQUES

Un certain nombre d'agents physiques produit la fragmentation des roches.

Les variations de température entraînent la dilatation ou la contraction des roches: soumise à des variations de volume incessantes, un roche se fissure puis éclate. La fissuration est importante dans les roches composées de minéraux différents n'ayant pas le même coefficient de dilatation: des microfissures apparaissent à la limite entre les minéraux. L'eau qui pénètre dans les fissures et les pores puis gèle avec augmentation de volume ajoute son effet. Les cristaux de glace s'accroissent perpendiculairement à la surface de la fente et augmentent son ouverture: la roche est gélive, elle éclate sous l'effet du gel (exemple, la craie).

La désagrégation mécanique est particulièrement importante sous les climats désertiques où les variations de température peuvent dépasser 50 °C entre le jour et la nuit. Elle est également grande sous les climats humides dont la température varie autour de 0 °C (action du gel et du dégel). Elle est responsable de l'accumulation des manteau d'éboulis caractéristiques des zones désertiques et des montagnes.

La cristallisation du sel ajoute son action le long des littoraux et dans les zones désertiques. Près des côtes, les embruns salés pénètrent dans les pores des roches. Les cristaux de sels s'y développent et produisent des craquelures. Les sulfates de Na et Mg sont les plus efficaces.

Enfin, le transport par l'eau, et accessoirement l'action du vent, usent les matériaux et produisent des éléments plus fins: limons, poussières...

PROCESSUS CHIMIQUES

Importance de l’eau

Une des caractéristiques les plus importante de la surface de la Terre est l'abondance de l'eau, tant sous forme liquide que solide ou gazeuse. Les molécules d'eau sont chargées électriquement et se comportent comme des dipôles; cette propriété est due à la liaison covalente asymétrique qui unit les atomes d'hydrogène à l'oxygène. Les deux atomes d'hydrogène sont placés d'un seul coté et engendrent une faible charge. La nature polaire de la molécule d'eau permet l'établissement de liaisons hydrogène entre les molécules qui se disposent en groupes tétraédriques. Les propriétés de l'eau découlent de cette structure.

L'eau est un très bon solvant car les extrémités positives ou négatives de la molécule peuvent s'attacher aux ions négatifs ou positifs.

Le groupement des molécules d'eau en tétraèdre explique la forte tension superficielle et la capillarité, et la large plage de température selon laquelle l'eau est à l'état liquide.

L'abaissement de température diminue l'agitation thermique des molécules et favorise les liaisons hydrogène: les molécules se groupent et la viscosité de l'eau augmente.

L'abaissement de température produit également l'augmentation de la densité, jusqu'à 4°C; en dessous, les molécules se réarrangent progressivement en structure hexagonale (glace) et la densité diminue jusqu'à atteindre un minimum à -22°C.

Les molécules d'eau s'ionisent en H+ et OH-.. La concentration des H+ définit le pH. A la température ordinaire, il y a seulement 10-7 moles par litre d'ions hydrogène (et autant de OH-) dans l'eau pure: le pH est neutre (pH=7). L'apport d'ions hydrogène diminue le pH; cette acidité est produite notamment par le CO2 et les acides humiques du sol.

H2 O + CO2 -----> H2 CO 3 ------> H+ + HCO3 -

Les ions hydrogène sont responsables de la destruction des réseaux silicatés: ils déplacent les cations métalliques qui se recombinent avec les OH- (hydrolyse).

Structure de la molécule d'eau

 

12.2 Altération chimique

Exemple d'un profil d'altération

L'altération d'une grano-diorite à été étudiée aux Etats Unis (Boulder, Colorado) sur une épaisseur de 30 m. Les résultats sont portés sur la figure. La roche est d'abord décolorée puis colorée en rouge à la surface. Le quartz et, en une moindre mesure, le microcline sont stables. Les plagioclases, la biotite et l'amphibole sont détruites. De nouveaux minéraux apparaissent comme les minéraux argileux et les oxydes de fer. L'analyse chimique montre un enrichissement en Al2 O 3, Fe 2 O 3 et K2 O, un appauvrissement en Si O 2, Fe O, Ca O et Na 2 O.

Profil d'altération sur une roche silicatée

Principales réactions d'altération

L'altération chimique des roches se fait en présence d'eau; elle a lieu essentiellement en climat humide. Les réactions sont des hydrolyses, accessoirement des oxydations, des hydratations, des décarbonatations pour les roches calcaires. Les éléments solubles sont lessivés en partie, parfois en totalité sous les climats très agressifs. Les parties insolubles restent sur place telles quelles ou se recombinent avec les ions disponibles (phénomène d'héritage). Des composés intermédiaires mal cristallisés (gels), des tronçons de chaînes silicatées et des ions en solution se recombinent en minéraux de néoformation, principalement des argiles. Les organismes peuvent intervenir à tous les stades de ce processus. Ils fournissent en particulier des matériaux minéraux ou organiques.

a) Dissolution

Ce processus physique simple implique les roches salines: sel gemme, potasse et gypse.

b) Oxydation et réduction

Les oxydations intéressent surtout le fer qui passe de l'état fereux à l'état ferrique.

olivine + oxygène ---------> oxyde ferrique + silice

Fe2 Si O 4 + 1/2 O 2 --------> Fe2 O 3 + Si O 2

Les réductions sont plus rares; elles interviennent dans les milieux hydromorphes et produisent en particulier le passage du fer ferrique au fer ferreux soluble (cas des sols de type gley)

c) Hydratation

C'est une incorporation de molécules d'eau à certains minéraux peu hydratés contenus dans la roche comme les oxydes de fer; elle produit un gonflement du minéral et donc favorise la destruction de la roche.

d) Décarbonatation

Elle produit la solubilisation des calcaires et des dolomies généralement sous l'action du CO2 dissous dans l'eau:

Ca CO 3 + CO 2 + H 2 O -------> Ca (CO 3 H) 2 soluble

e) Hydrolyse

Les hydrolyses, c'est à dire la destruction des minéraux par l'eau, sont les principales réactions d'altération.

L'hydrolyse est totale lorsque le minéral est détruit en plus petits composés possibles ( hydroxydes, ions).

Cas d'un feldspath sodique, l'albite:

Na Al Si 3 O 8 + 8 H 2 O -------> Al (OH) 3 + 3 H 4 SiO 4 + Na+ OH -

albite + eau ------------------------> gibbsite + acide silicique + ions

précipité +solution de lessivage

(*) Al (OH) 3 ou Al2 O3, 3 H2 O

Les corps résultants peuvent ensuite réagir entre eux et donner des minéraux argileux (néoformation).

L'hydrolyse est partielle lorsque la dégradation est incomplète et donne directement des composés silicatés (argiles). Ces composés diffèrent selon les conditions de milieu. L'hydrolyse partielle de l'albite donne soit de la kaolinite, soit des smectites.

(1) Formation de kaolinite:

Na Al Si 3 O 8 + 11 H 2 O ------> Si 2 O 5 Al 2 (OH) 4 + 4 H 4SiO 4 + 2 ( Na+, OH -)

albite + eau ----------------------> kaolinite + ac.silicique + ions

(2) Formation de smectite

2,3 Na Al Si 3 O 8 + H 2 O ------> Si 3,7 Al 0,3 O 10 Al 2 (OH) 2 Na 0,3 +3,2 H 4 SiO 4 + 2 ( Na+, OH- )

smectite

Cette 2ème réaction reste assez théorique car d'autres ions y participent, en particulier le Fer (Fe 3+).

Minéraux formés

Les nouveaux minéraux formés sont en général des phyllosilicates. Ces minéraux proviennent soit de la transformation d'un phyllosilicate pré-existant, soit d'une néoformation à partir d'un silicate non en feuillet dont la structure est complètement détruite.

Les réactions ont lieu surtout dans le sol.

Les phyllosilicates formés sont des minéraux argileux de deux types:

* type 1/1: le feuillet comporte 1 couche à tétraèdres SiO 4 et 1 couche à octaèdres AlO6

*type 2/1: le feuillet comporte 3 couches, à savoir 1 couche octaèdrique comprise entre 2 couches tétraèdriques.

Lorsque les nouveaux minéraux argileux sont formés à partir des micas (muscovites, biotites et chlorites), le réseau cristallin est plus ou moins conservé, on parle de transformation.

Lorsqu'ils sont formés à partir de silicates qui ne sont pas en feuillets (feldspaths, amphiboles, olivine...), le réseau cristallin du minéral d'origine est complètement détruit, on parle de néoformation.

Structure des phyllo-silicates argileux

* Muscovite

Elle est assez stable. Sa fragmentation donne des petites paillettes de même

composition chimique appelées séricite. Son altération chimique se fait par perte progressive d'ion K+; elle donne de l'illite, puis des argiles de 2 types selon les conditions de drainage du milieu: la kaolinite en milieu lessivé, les smectites en milieu confiné.

Trés schématiquement :

 

Corrélativement, la distance inter-réticulaire, qui sépare les feuillets d'argiles, change et passe de 10 A° (muscovite, illite) à 14 A° (smectite) ou à 7 A° (kaolinite). Les ions K+ assurent la cohésion des feuillets argileux. L'altération se manifeste par l'exfoliation des feuillets, bien visibles au microscope électronique, qui produit des particules de plus petites taille, qelques 0,1 microns, et augmente la surface de contact du minéral et la capacité d'échange des cations avec les solutions du milieu.

* Feldspaths

Bien qu'il s'agissent de tectosilicates, leur altération est comparable à celle de la muscovite (voir également paragraphe 4.2).

* Biotite

Sa résistance à l'altération dépend de la teneur de Fe++ dans le cristal; son état d'altération est exprimée par la quantité de K+ extraite du réseau. La biotite peu oxydée (surtout à Fe++) est trés altérable et se comportent comme les autres minéraux ferro-magnésiens (pyroxènes...); elle donne en particulier des vermiculites et smectites et de l'oxyde ferrique qui précipite. La biotite plus oxydée (Fe+++ surtout) est plus stable.

* Autres ferromagnésiens

Leur altération est semblable à celle de la biotite peu oxydée; ils donnent des vermiculites, des smectites, des chlorites ou des argiles magnésiennes si le milieu est trés confiné.

La complexolyse

C'est une variante de l'hydrolyse en présence de matière organique. Elle se produit sous climat froid (boréal) et tempéré. Les composés organiques de l'humus extraient les cations métalliques des réseaux cristallins. Les minéraux sont détruits; les cations sont fixés sur les composés organiques en donnant des complexes organo-métalliques. Les cations se liant aux grosses molécules organiques de l'humus sont surtout les ions Al 3+, Fe 2+ et Fe 3+.

Facteurs contrôlant l’altération

Facteurs propres au minéral

1 Résistance d'un minéral à l'altération

L'énergie de liaison varie selon le type d'ions concernés. Le K+ est faiblement lié à l'oxygène, le Fe++ et le Mg++ le sont moyennement; le Si 4+ établit au contraire des liaisons trés fortes. On comprend ainsi que le quartz, tectosilicate ne comportant que des liaisons fortes entre le silicium et l'oxygène, résiste mieux à l'altération; l'olivine en revanche, contenant des cations moins liés (Fe++ et Mg++) a un réseau cristallin plus fragile.

GOLDICH (1938) a établi l'ordre de résistance des minéraux à l'altération:

Labile olivine ...................................................................plagioclases Ca

augite .............................................plagioclases Ca-Na

hornblende ................plagioclases Na-Ca

biotite .........plagioclases Na

feldspaths K

muscovite

Résistant ............................................quartz

On remarque que cet ordre évoque les suites de BOWEN: ce n'est pas un hasard. Dans un magma, l'olivine cristallise à haute température, elle est donc particulièrement instable dans les conditions de surface; elle est la plus labile. Le quartz, en revanche est formé à une température moins élevée, il est plus stable.

Le type de réseau cristallin intervient dans la stabilité du minéral en surface. Les phyllosilicates, comme la muscovite, résistent mieux à l'altération.

Des travaux ont permis d'évaluer la vitesse d'hydrolyse d'un minéral silicaté en mesurant la vitesse de libération de la silice issue du minéral dans le milieu . Cette vitesse est fonction de la surface de contact du minéral, du pH et d'une constante de vitesse de libération "k" propre au minéral qui est mesurée en mole/m2/an; voici quelques valeurs de k:

 

anorthite : 1,76 10-1 Feldspath K : 5,26 10-5

néphéline : 8,83 10-2 olivine : 3,78 10-5

Enstatite : 3,15 10-3 muscovite : 8,09 10-6

albite : 3,75 10-4 quartz : 1,29 10-7

On voit qu'on passe d'un facteur 10-1 (anorthite) à un facteur 10-7 (quartz). On retrouve plus ou moins l'ordre établi par GOLDICH.

2 Solubilité des ions

Le lessivage des ions dans le sol dépend de leur solubilité.

a) Mobilité des ions

La mobilité d'un ion dépend de son rayon et de sa charge ionique.

* Rayon ionique

Si++++ :r = 0,42 A°

Al +++ : r = 0,51 A°

O-- : r = 1,4 A°

La taille des ions détermine leur arrangement cristallin; le nombre de coordination d'un ion par rapport à l'oxygène est le nombre d'ions oxygène qui peuvent se disposer autour de l'ion considéré:

- Silicium : nombre de coordination 4, l'arrangement est un tétraèdre;

- Aluminium: nombre de coordination 6, l'arrangement est un octaèdre.

*Charge ionique :

la charge Z d'un ion est égale à 1+, 2+, 3+...

* Potentiel ionique:

c'est le rapport Z/r; il détermine le comportement des ions. La classification établie par GOLDSCHMIDT distingue 3 groupes d'ions d'après la valeur du potentiel ionique:

* Z/r < ou = 3 : les cations solubles, gros ions faiblement chargés;

* 3 < Z/r < 10 : les hydrolysats, hydroxydes insolubles;

* Z/r > 10 : les oxyanions solubles, anions complexes avec oxygène.

La répartition des charges électriques à la surface de l'ion explique son comportement vis-à-vis de l'eau.

oxyanions solubles: leur potentiel ionique est grand, leur surface est fortement chargée. Ces ions dissocient les H+ des molécules d'eau et s'associent avec les O--: les ions soufre donnent des ions sulfates (SO4)2-, les ions carbone des carbonates (CO 3)2-, les ions phosphore des phosphates (PO4)3-...

hydrolysats: la dissociation de l'eau est partielle en H+ et OH-. Les cations s'unissent aux OH- et forment des hydroxydes insolubles (Fe2 O3, Al2 O 3...)

cations solubles: leur potentiel ionique et leur densité de charge de surface sont faibles. Ils n'ont pas d'action sur la molécule d'eau et restent dispersés.

La valeur du potentiel ionique permet donc d'expliquer le lessivage des cations solubles et des oxyanions comme le potassium, les sulfates, l'immobilité relative des hydrolysats comme l'Al (OH)3 (gibbsite).

En résumé, on peut dire:

les gros ions peu chargés sont mobiles (K+, Ca++, Fe+ ...)

les petits ions trés chargés se combinent avec O et sont mobiles (Si, S, P...)

les ions de taille et charge moyenne se combinent avec OH et sont immobiles (Fe+++, Al+++...)

classification de Goldschmidt.

 

Facteurs externes contrôlant l'hydrolyse

Ce sont les facteurs physico-chimiques qui participent notamment à la définition du climat:

* la concentration en SiO2 exprimée en concentration d'acide silicique H 4 SiO 4,

* la concentration en cations basiques (Na+, Ca++, K+),

* le pH déterminé en particulier par les acides organiques,

* la température dont l'augmentation régit la vitesse des réactions et la possibilité de dissolution des ions dans l'eau,

* la vitesse de circulation de l'eau dans le milieu (drainage) exprimant les conditions de confinement ou de lessivage.

 

champ de stabilité de deux minéraux en fonction de la concentration de la solution en ions et en acide silicique.

 

On peut étudier expérimentalement les champs de stabilité de quelques minéraux , dans les conditions de surface (t = 25°C, pression atmosphérique), en fonction de la concentration en silice et en cations. On voit que l'albite est stable pour des concentrations en Na+ et silice élevée; quand ces concentrations deviennent faibles, l'albite est totalement hydrolysée en gibbsite, hydroxyde d'aluminium de formule Al(OH)3 (ou Al2 O3, 3 H 2 0) ; pour des teneurs moyennes, elle est hydrolysée partiellement et se transforme en kaolinite ou en smectite sodique selon la teneur en ion Na+. Le même schéma est observé pour l'anorthite (plagioclase calcique); le champ de stabilité de la smectite calcique est plus vaste; ce minéral sera plus commun dans les produits d'altération.

Solubilité du Fer

La solubilité du Fe dépend de la stabilité du système Fe2+ / Fe3+. De plus, l'hydroxyde ferrique, hydrolysat insoluble, peut être solubilisé par ionisation en pH acide.

 

On voit que dans les conditions naturelles, l'état d'oxydation du fer dépend du pH: le fer ferreux est stable à pH acide, le fer ferrique à pH basique. Dans les milieux à l'abris de l'air (sol hydromorphe, fond de marécage...) le fer est à l'état ferreux ; il passe à l'état ferrique au cours de l'altération à l'air (sols latéritiques). Il est lessivé en partie par l'eau de pluie légèrement acide et transporté par les rivières. Arrivé dans l'eau de mer à pH basique, sa solubilité diminue fortement (voir Figure) et il précipite.

Solubilité de la silice

Elle est principalement sous forme d'acide silicique H 4 SiO 4; l'eau de rivière en contient environ 13 mg/l. Le pH a peu d'action sur sa solubilité dans les conditions normales (la solubilité de la silice augmente au delà de pH = 9 ). Il y a en fait relativement peu de silice transportée car les ions Al 3+ réagissent sur elle pour donner des amas colloïdaux silico-alumineux peu mobiles. La figure montre la solubilité du quartz en fonction du pH et de la température. L'axe des ordonnées indique la quantité de silice perdue par le cristal et passant en solution. Cette quantité est grossièrement multipliée par 10 entre 0 et 60°C; l'action du pH ne se fait sentir qu'au delà de pH = 9.

ROLE DES ORGANISMES DANS L'ALTERATION

Principaux effets des êtres vivants sur les roches

Les études ont porté notamment sur l'effet des organismes adhérant à une roche: algues vertes, diatomées, lichens, champignons, bactéries. Ceux-ci adhèrent à la surface grâce en particulier à des organes appropriés qui pénètrent dans les fissures et exfolient les minéraux lamellaires (hyphes de lichen exfoliant la biotite).

Ils produisent une désagrégation et une microdivision de la surface de la roche ainsi qu'une attaque chimique par sécrétion d'acide oxalique produit par les lichens comme par les racines des végétaux supérieurs. Les cations des minéraux sont extraits par complexolyse.

Sous les lichens adhérant à la roche est mise en évidence la formation de composés mal cristallisés à base de Si, Al et Fe, de nombreux composés à base de Ca et des gels organo-minéraux , résultats de la complexolyse et précurseurs du sol.

Rôle de la matière organique

Elle intervient dans la complexolyse (voir pédologie).

BILAN DE L'ALTERATION

La destruction des édifices cristallins silicatés produit des fragments de chaine silicatées qui, au moins dans un premier temps, restent sur place, et des ions solubles qui sont emportés par l'eau ou lessivés. L'importance respective de l'héritage, les transformations et les néo-formations est étroitement liée à l'intensité de l'altération et au lessivage. Pour une altération et un lessivage faible , les argiles 2/1 de type illite sont en majeure partie héritées. Avec l'augmentation de l'intensité de l'altération, ce sont des smectites ou de la kaolinite, plus pauvres en silice, qui sont synthétisées en fonction de l'importance du lessivage et des ions disponibles (sols méditerranéens, podzols). Pour un fort lessivage, les cations solubles sont entraînés et les phyllosilicates ne peuvent plus se former: il reste sur place le quartz et les oxydes de fer et d'aluminium (sols latéritiques).

 

12.3 Mobilisation des produits de l’altération, géodynamique externe

La surface des continents est donc perpétuellement modelée par plusieurs agents dont les principaux sont la gravité, l'eau, la glace et le vent.

Dans ce chapitre, on verra comment agissent ces agents et quels en sont les résultats.

Globalement, les continents tendent à s'éroder, ce qui entraîne une diminution de l'épaisseur de la croûte continentale qui, en vertu du principe de la compensation des masses, causera une remontée isostatique.

Il existe une zone tampon entre continent et océan : le littoral soumis à la fois aux processus terrestres et marins.

LA GRAVITE

Le déplacement vers le bas s’effectue par chute ou glissement.

L’entraînement par chute

Le déplacement s’effectue chaque fois que la pente naturelle est supérieure à la pente limite d’équilibre d’une roche déterminée ou dans le cas d’un porte à faux total ou partiel. Les sédiments de gravité sont constitués essentiellement par du matériel grossier de forme anguleuse, due à l’absence de transport.

Les éboulis sont constitués de blocs tombés un à un et accumulés au même endroit ; leur pente est celle du talus naturel des composants ( 37° pour les granites). Les plus gros éléments entraînés par leur poids, vont plus loin que les petits et l’éboulis devient ainsi classé ou « ordonné ». Les éboulis tapissent souvent la base des falaises ( casses des Alpes ) et empâtent les reliefs ( Hoggar)

Les éboulements résultent de l’écroulement en masse d’un pan de falaise, ce qui génère un tas plus ou moins informe dont les éléments ne sont pas ordonnés, la pente est variable, mais toujours inférieure à celle des éboulis ( 2 à 20 °). Moins fréquents que les éboulis, ils sont souvent dus à l’existence d’un surplomb que l’élargissement des diaclases ou des joints de stratification détache et fait écrouler. Ces éboulements ( clapiers dans les Pyrénées, compayrés dans les Pyrénées) peuvent être spectaculaires et même catastrophiques.

Ce phénomène peut provoquer la formation de lacs de barrage, généralement temporaires.

La matière des éboulis et des éboulements est reprise par les cours d’eau, les glaciers ou la mer. C’est la principale source des galets qui encombrent le lit des torrents et des moraines transportées par les glaciers.

 

L’entraînement par glissement

Ces sédiments se distinguent des précédents par l’intervention de l’eau ou de la glace comme lubrifiants, ce qui permet des glissements sur des pentes faibles. On peut cependant avoir des formes intermédiaires entre l’éboulement et le glissement , comme les éboulement sur coussin de vapeur.

On distinguera plusieurs types de glissements :

Les glaciers rocheux : Un glacier rocheux est une masse de débris rocheux cimentés par de la glace, ayant une forme de lobe ou de langue et qui flue à l'image d'un glacier. On rencontre deux types de glaciers rocheux principaux. Dans un premier cas, la glace se forme par regel des eaux d'infiltration (fonte de la neige surtout) ou par transformation en glace de névés recouverts de blocs éboulés. On trouve dans la deuxième catégorie les glaciers couverts qui ont peu à peu évolué en glacier rocheux, lors de phases climatiques défavorables aux glaciers.

Les glaciers rocheux sont très nombreux dans les régions sèches des Alpes, là où abondent les roches métamorphiques comme les gneiss, les schistes ou les quartzites.

La taille d’un glacier rocheux peut être très variable: de quelques dizaines de mètres à plus d’un kilomètre. De même, son épaisseur peut aller de quelques mètres à plus d’une centaine de mètres.

Pour que le mélange blocs-glace puisse se mettre en mouvement (on parle de fluage, ou creeping), la pente doit être suffisante. A l’inverse, si la pente est trop forte, on n’aura dans la plupart des cas qu’un éboulis gelé, la quantité de glace n’étant pas assez importante pour permettre la mise en mouvement de tout l’ensemble.

Le déplacement des glaciers rocheux est nettement moins rapide que celui des glaciers (de l'ordre de 1-2 mètres par an au maximum).

Les glaciers rocheux sont l’expression visible du fluage du pergélisol. Leur repérage et leur caractérisation est alors très utile car ils permettent d’apprécier la distribution du pergélisol.

En fonction de leur activité, on distingue :

• les glaciers rocheux actifs (qui contiennent de la glace et fluent);

• les glaciers rocheux inactifs (qui contiennent encore de la glace, mais qui ne se déplacent plus);

• les glaciers rocheux fossiles (qui ne contiennent plus de glace). Il sont souvent parsemés de dépressions dues à la fonte de la glace interne.

Dans ce type de mouvement, les matériaux ne sont pas classés.

Les décollements sont des glissements brusques qui emportent une grande masse de terrain à partir d’une fissure en amont, la surface de décollement est généralement courbe et concave vers le haut. La loupe de décollement ou de glissement est quant à elle convexe vers le ciel. Ces glissement s’observent fréquemment sur les fortes pentes, aussi bien en montagne qu’en bordure de falaise .

Pas de classement des matériaux.

Les coulées de solifluxion, sont des glissements progressifs de terrains gorgés d’eau dans les régions aux sous sols argileux des climats périglaciaires, ou sous climat tempéré après de fortes pluies et en période de dégel.

Très souvent, à la suite de fortes pluies par exemple, à la gravité pure s'ajoute l'action de l'eau. Les éboulis comprenant une phase fine d'argile forment des coulées boueuses qui glissent sur les pentes et peuvent causer des dégâts considérables.

 

Les éléments sont anguleux, mal classés (en vrac) et emballés dans une matrice argileuse. Ce sont les "coulées de débris" ou "coulées de solifluxion" aériennes qui peuvent apparaître dans tout matériel meuble à éléments fins situé sur une pente et remobilisé par les pluies: sols, cendres volcaniques. Les coulées de solifluxion forment les colluvions des fonds de vallée.

 

Lorsque la quantité d'eau incorporée est plus grande, les coulées sont plus fluides et passent aux "laves torrentielles" s'écoulant dans les lits des torrents au cours d'un orage: le terrain de camping du Grand Bornand (Savoie) a été ainsi envahi par une coulée boueuse qui a dévalé le lit du torrent de la Borne à la suite d'un fort orage en 1987. Les eaux très chargées en matériaux des rivières de pays désertiques ("wadi") constituent des écoulements intermédiaires entre le courant de traction classique d'un cours d'eau et la coulée de débris.

Identifions maintenant les structures favorisant les différents types de glissement :

- Mauvais drainage à flanc de colline

- Existence de couches argileuses intermédiaires

- Creusement d’une tranchée au talus trop raide.

- La présence d’un sous-sol gelé donc rigoureusement imperméable , sous un sol dégelé imbibé d’eau donc très instable ( mollisol). Ces mouvements temporaires au moment du dégel dans les régions tempérées persiste pendant tout l’été dans les régions froides au sous sol gelé en permanence ( pergélisol)

Tassements et effondrements

Tassements différenciels

Ils sont provoqués par le poids des constructions sur des formations de structure hétérogène. Il en résulte l’écroulement ou l’inclinaison des édifices ( ex : tour de Pise, église St Martin d’Etampes...) Ces tassements peuvent concerner toute une agglomération par suite de l’exploitation exagérée d’une nappe souterraine

Effondrements ou fontis

Ce sont des entonnoirs dus à la chute du toit des cavités : anciennes carrières souterraines et vides récents engendrés par la dissolution des roches salines , gypse en particulier, dans la zone de battement des nappes.

Exemple : Le Tournaisis

Le Tournaisis (Hainaut occidental) connaît depuis le début du XXème siècle des effondrements localisés et soudains du sous-sol . Ces effondrements, généralement circulaires ou elliptiques et de forme cylindrique ou conique, peuvent dépasser dix mètres de diamètre et autant en profondeur.

Dans cette région, le substratum rocheux est constitué de calcaires carbonifères. Une couverture constituée de marnes crétacées, de sédiments sableux et argileux tertiaires et d'alluvions quaternaires recouvre ce socle calcaire sur des épaisseurs variant de quelques mètres à plus de 50 m.

Bien que le relief du Tournaisis ne présente pas les caractères propres au modelé des régions karstiques typiques, l'examen des fronts de carrière a montré que les calcaires de la région sont affectés de formes paléokarstiques particulières. Ces formes sont issues d'une altération consistant en la dissolution progressive des carbonates de part et d'autre des joints de la roche, laissant sur place un résidu de dissolution poreux sans réduction importante du volume. Les altérites occupent ainsi des formes en couloir larges d'un à une dizaine de mètres, centrées sur les diaclases affectant le socle calcaire. Ces couloirs peuvent se prolonger par des zones altérées (nommées pseudo-endokarsts) où un toit rocheux subsiste. Enfin, des zones altérées larges de plusieurs centaines de mètres formées par la coalescence de formes en couloir sont également observées.

LE VENT

Aspect général

Le vent constitue un facteur important d'érosion et de transport des sédiments à la surface de la planète. Il est particulièrement actif dans les régions sèches où la végétation est quasi-absente, comme les déserts ( absence de liant naturel des sédiments ). Les régions désertiques, qu'on définit comme les régions qui recoivent moins de 20 cm de précipitations/an, couvrent près du tiers de la surface terrestre. Les grands déserts du monde (Sahara, Kalahari, Gobi, les déserts d'Australie) se trouvent entre les latitudes 10° et 30° de part et d'autre de l'équateur.

 

 

Ces régions sont constamment sous des conditions de haute pression atmosphérique où descend l'air sec, ce qui est aussi vrai pour les régions polaires qui sont aussi considérées comme désertiques compte tenu qu'elles reçoivent moins de 20 cm/an de précipitations (en équivalent pluie). La répartition des déserts est déterminée par la circulation atmosphérique qui, elle, dépend de la radiation solaire.

L'air chauffé dans les régions équatoriales a tendance à monter. Il se crée donc à l'équateur, un flux d'air ascendant qui détermine une zone de basse pression: le creux équatorial. Arrivé dans la haute atmosphère plus froide, cet air ascendant très humide condense et forme les nuages et pluies de la zone équatoriale. L'air se débarrasse donc de son humidité; il s'assèche. Il redescend au niveau des latitudes 30°, sous forme d'un air très sec, pour former une zone de haute pression. Ce couple ascension-descente forme une cellule de circulation atmosphérique, la cellule tropicale. Ceci engendre une autre cellule atmosphérique, la cellule tempérée qui crée autour des latitudes 60°, des courants ascendants. Plus vers les pôles, les cellules polaires vont ramener dans les cercles polaires de l'air sec. Il en résulte que les régions qui se situent à la hauteur des latitudes 30° et 90°, dans les deux hémisphères, sont balayées par de l'air sec.

C'est pourquoi on y retrouve les grandes zones désertiques, non pas à l'équateur, comme on pourrait le penser puisqu'il y fait le plus chaud, mais autour des latitudes 30°. Il peut sembler paradoxal de qualifier les cercles polaires de déserts, mais effectivement, même s'il y fait froid, ce sont des déserts où les précipitations sont minimes.

Erosion ou abrasion éolienne

Dans les déserts, l'agent principal d'érosion et de transport des matériaux est le vent. Si le vent peut agir si efficacement pour éroder et transporter les particules, c'est qu'il n'y a ni humidité, ni végétation pour retenir celles-ci et les stabiliser. Le vent qui balaie la surface du sol entraîne donc facilement ces particules.

 

Le vent agit donc par son énergie cinétique ( action de balayage ou déflation) aux effets dramatiques lorsque sa vitesse dépasse 100 km/h, pouvant atteindre 300 km/h dans le tourbillon ou vortex des tornades les plus violentes , et par l’intermédiaire des particules qu’il transporte ( Corrasion).

Les particules sont transportées selon trois modes.

Les plus grosses se déplacent par roulement ou glissement (traction) à la surface du sol, sous l'effet de la poussée du vent ou des impacts des autres particules. Les particules de taille moyenne (sables) se déplacent par bonds successifs (saltation). Les particules très fines (poussières) sont transportées en suspension dans l'air (loess), souvent sur de très grandes distances.

déflation

Il en résulte deux structures importantes des déserts : les pavements de désert et les champs de dunes.

 

 

Le vent entraîne les particules de la taille des sables, mais n'a pas l'énergie nécessaire pour soulever ou rouler les plus grosses particules. Ainsi, ces plus grosses particules se concentrent progressivement à mesure de l'ablation des sables pour former finalement une sorte de pavement qui recouvre les sables et les stabilise, ce qui, par exemple, permet aux véhicules robustes de rouler aisément.

Ex :

• les hamadas sahariennes ( dalle rocheuse )

• Si le sol comporte des matériaux hétérométriques ( sols alluviaux ), la déflation laisse en place un désert de cailloux ou reg sahariens

• Yardangs des déserts asiatiques ( sols argileux) présence de rigoles ciselées à surface irrégulière.

A grande échelle, la déflation est responsable de la formation de grandes dépressions désertiques ( ex : playas des déserts américains ) remarquablement planes. La surface de ces dépressions (Sebkha saharienne ) est souvent indurée par une croûte de sels .

Corrasion

Les grains de quartz transportés par le vent polissent les cailloux résiduels en façonnant des dreikanters ou des cailloux tétraédriques (suivant le nombre de faces), caractérisés par des facettes planes réunies par des angles émoussés. Les grains transportés eux-mêmes sont piquetés et mats, subsphériques. Ils sont appelés "ronds-mats" en morphoscopie et présentent des croissants et des figures en V, dus aux chocs. La concentration plus grande des grains de sable à proximité du sol provoque une érosion différentielle avec la formation de rochers en champignons.

Ces grands champignons de pierre proviennent de l’érosion exercée sur les roches, même les plus dures, par les vents forts chargés de sable quartzeux, c’est-à-dire la corrasion.

L’efficacité maximale de l’usure se situe vers 1 à 1,50 m, hauteur limite susceptible d’être atteinte par la plus grande partie des grains de sable qui se déplacent par bonds successifs (saltation) sur des surfaces rocheuses dures. Elles diminue progressivement vers le bas en raison du ralentissement du vent à l’approche du sol.

 

Cette répartition verticale des vitesses explique la forme en champignon prise par les pitons rocheux attaqués par la corrasion éolienne.

Lorsqu'elle s'exerce sur des roches où alternent lits, lamines,... durs et plus tendres, la corrasion provoque une érosion différentielle qui met en évidence le contraste de dureté.

Sédimentation éolienne

Edifices sableux ou dunes

Les sables transportés par le vent s'accumulent sous forme de dunes ( hautes de quelques mètres à plus de 100 mètres).

 

Ces dernières se déplacent, sous l'action du vent, par saltation des particules sur le dos de la dune; elles viennent se déposer sur le front de la dune, soit par avalanche, soit parce qu'elles sont piégées par le tourbillon que fait le vent à l'avant de la dune. C'est ce qui cause la structure interne en laminae parallèles inclinées qui indiquent le sens du déplacement de la dune.

La nature des sables qui constituent les dunes , est généralement un sable siliceux formé de grains de quartz, plus rarement de gypse et assez fréquemment un sable calcaire ou abondent des restes de Foraminifères . Ces dernières dunes se consolident plus rapidement que les dunes de sable siliceux.

A l’origine de la dune se trouve un obstacle ( relief, végétation. ) qui ralentit la vitesse du vent , provoquant le dépôt de grains de sable, la forme élémentaire qui en résulte est une barkhane dont la convexité est tournée vers le vent

 

Le profil transversal des cornes est symétrique mais au centre de la concavité, la pente sous le vent qui correspond à la pente d’équilibre des grains de sable est plus élevée ( 30% ) que la pente au vent ( 10 %) .

Les barkhanes très fréquentes dans les déserts chauds progressent de plusieurs mètres par an à condition que la direction du vent reste la même.

C’est l’association de plusieurs barkhanes qui donne les dunes transversales.

En fonction des conditions locales , on pourra observer différents types d’évolution des barkhanes :

- crêtes barkanoïdes,

- Dunes transversales

 

 

La sédimentation des poussières et le loess

Alors que le vent ne mobilise chaque année au Sahara que 10 à 20 millions de tonnes de sable, c’est 60 à 200 millions de tonnes de poussières qu’il est susceptible d’exporter. Ces poussières sont aspirées lors de tempêtes désertiques par un mouvement cyclonique très violent et demeurent pendant plusieurs semaines, voire plusieurs mois en suspension dans l’air sous forme de nuages de poussières ou lithométéores. Certaines se déposent très loin de leur patrie , en Europe, dans l’Atlantique et en Amérique sous forme de pluies rouges ou de neiges colorées.

Les poussières sahariennes Ce phénomène et du principalement au fait que le Sahara étant excessivement chaud les poussières s’élèvent très haut dans le ciel et sont ainsi facilement prisent dans des courants d'air traversant Méditerranée, Atlantique ou autres grandes étendues maritimes jusqu'au prochain continent ; on a conté plus de 260 millions de tonnes de poussières Sahariennes dont 146 millions tombent dans l'eau durant leur traversée et 60 millions reviennent en Afrique. Il y a donc 50 millions de tonnes qui arrivent sur cet autre continent provocants ainsi des pluies rouges ou des neiges colorées.

Les chutes de poussières contribuent aussi à la genèse des croûtes et des sols . A l’échelle de plusieurs dizaines de millénaires, ces dépôts cumulés de poussières représentent une épaisseur de plusieurs mètres d’une poudre jaunâtre : le loess.

Le loess est un dépôt nivéoéolien (neige + poussières) , géologiquement récent, qui s'est formé, sous climat froid et sec, lors des grandes phases de glaciations du pléistocène (quaternaire); il résulte de l'action de vents violents balayant les zones désertiques et les dépôts fluvioglaciaires situés en bordure de vastes glaciers et redéposant les particules enlevées dans les couloirs de grandes vallées.

Le loess est constitué à l’origine d’argile, de sable et de calcaire à texture limoneuse ( limon calcaire ).Une fois déposé, ce matériel subit une transformation par dissolution du calcaire en surface par les eaux d’infiltration et formation d’un horizon illuvial caractérisé par la présence de poupées calcaires ( ergeron)… voir pédologie.

Plusieurs cycles de dépôts sont ainsi superposés, créant ainsi des couches allant de quelques mètres en France à 600 mètres en Chine.

 

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Date de dernière mise à jour : 05/10/2012