Géologie 21

La morphologie des deltas dépend de l'importance relative de 3 facteurs qui sont le volume des apports sédimentaires du fleuve, l'énergie de la houle et l'énergie de la marée.

 

Classification des deltas.

* Deltas à dominance fluviatile: ils sont lobés ou allongés (ou en "patte d'oiseau", comme le delta du Mississipi). Dans la plaine deltaïque, les distributaires sont nombreux et rectilignes; il s'y dépose des barres sableuses. Les distributaires sont bordés par des levées qui les isolent des zones interdistributaires plus basses et marécageuses. La rupture des levées produit l'épandage du sable sur les argiles des marécages en delta de crevasse ("crevasse splay"). A l'embouchure des distributaires (front du delta) se déposent des barres sableuses qui progradent sur les sédiments fins du prodelta.

* Deltas à dominance de marée: les chenaux sont méandriformes et évasés à leur embouchure; le sable s'accumule en barres de méandre et en barres tidales à l'embouchure. Les chenaux sont bordés de slikke intertidale. Les zones interditributaires sont garnies de schorre. Exemple: l'embouchure de la Gironde, le delta du Gange.

• Deltas à dominance de vagues: l'action des vagues se fait sentir sur le front du delta; les sables sont remaniés et forment des cordons littoraux et des plages; les particules fines sont dispersées vers le large. Les distributaires sont peu nombreux. Exemple: le Rhône, le fleuve Sénégal.

Les faciès deltaïques

a) Plaine deltaïque

Les sédiments sont des faciès de plaine alluviale affectés par l'influence des marées. Des barres sableuses et des galets se déposent dans les chenaux. Les zones interdistributaires sont constituées de limons et argiles, riches en matière organique sous climat humide, en évaporites sous climat sec et suffisamment chaud. En climat semi-aride se développent des encroûtements calcaires, en climat aride peuvent se former des dunes éoliennes à partir des sables fluviatiles. Des dépôt sableux de rupture de levée accidentent la sédimentation fine dans les plaine de deltas à dominance fluviatile.

b) Front de delta

C'est le lieu de rencontre des eaux douces chargées de sédiments et des eaux salées. La forme de sédimentation est différente selon la densité de l'eau du fleuve, fonction de la charge, et la taille des particules transportées. Si la densité de l'eau douce est voisine de celle de la mer, la charge se dépose rapidement en une barre de front de delta. Pour une densité d'eau douce plus grande, la charge forme un courant de densité qui suit le fond et gagne le large. Pour une densité plus faible, les particules en suspension forment un nuage qui se disperse à la surface de l'eau de mer (cas de l'Amazone).

Les barres sableuses progradent vers le large. Dans les deltas à dominance de vagues, les sables sont remobilisés par la mer et étalés en barres parallèles à la côte constituant une plage ou un cordon isolant une lagune (cas du Po). Dans les deltas à dominance de marées, les barres sableuses forment des îles allongées séparant les chenaux tidaux: ces barres s'étendent sur un secteur long de 95 Km dans le delta du Gange; elles montrent des litages bidiredtionnels typiques de l'action tidale.

c) Prodelta

Il s'y dépose des sédiments fins généralement bioturbés car trés riches en matière organique d'origine continentale. L'accumulation deltaïque progresse sur la plate-forme et présente une forte épaisseur si la marge est subsidente ou lorsque la progadation atteint la bordure de la plate-forme et se poursuit sur le talus. Le fluage des argiles prodeltaïques écrasées par les sables sus-jacents et la pente entraînent la formation de diapirs, de slumps et de failles normales listriques, dispositif structural favorable au piègeage des hydrocarbures.

Les deltas anciens

a) Vie et mort d'un delta

La construction d'un delta dépend de la variation du niveau marin, du taux de sédimentation et du taux de subsidence.

La progradation du delta se produit en période de stabilité ou de descente du niveau marin avec un apport détritique suffisant. Une montée rapide du niveau marin ennoie le système deltaïque qui est recouvert de sédiments marins transgressifs: ce phénomène a lieu pour une remontée eustatique rapide ou pour un fort taux de subsidence. D'autre part, au cours de la progradation, les chenaux se multiplient et changent de place; la surface du delta augmente et son taux de croissance se ralentit. De plus le prodelta atteint des zones plus profondes; la croissance est encore plus ralentie quand le delta arrive au talus.

La période de progradation d'un delta ne dure que quelques milliers d'années. Les chenaux se déplacent et le delta est abandonné; un autre lobe deltaïque est édifié plus loin. Le delta du Mississipi n'a que 7000 ans environ: pendant cette période 7 lobes deltaïques se sont succédés. La période d'abandon est plus longue; elle se traduit par une sédimentation fine réduite riche en matière organique et la transgression des argiles et carbonates marins. Les grands bassins sédimentaires deltaïques sont fait d'un empilement cycles progradation/abandon dont l'épaisseur totale atteint plusieurs milliers de mètres en zone subsidente.

b) Caractères de reconnaissance des deltas anciens

Les sédiments deltaïques sont trés proches des sédiments fluviatiles; leur reconnaissance est délicate. Le seul critère définitif est fourni par la présence de fossiles marins dans un dépôt de type fluviatile.

La superposition des faciès détritique dans un delta est caractéristique; la suite est régressive: les argiles marines de la plate-forme sont surmontées par les argiles du prodelta, par les sables du front puis par les sables et galets des chenaux: la séquence est granocroissante et stratocroissante.

La présence de structures de courant bidirectionnelles dans un dépôt fluviatile indique l'action de la marée, donc un milieu deltaïque.

c) Quelques exemples anciens

Les sites de deltas anciens ont été intensément explorés cesdernières années parce qu'ils offrent d'excellentes possibilités de gisements d'hydrocarbures. En effet, ils contiennent à la fois des argiles riches en matière organique, donc pouvant jouer le rôle de roche-mère si la maturation de la matière organique est convenable, et des corps sableux poreux pouvant faire office de réservoirs. Le delta tertiaire du Niger contient les champs pétroliers du sud du Nigéria. On trouve les mêmes potentialités dans le delta tertiaire de la Mahakam, en Indonésie. De grands espoirs avaient été placés dans le delta ancien du Rhône.

Les deltas sont également associés aux accumulations de matière végétale donnant la tourbe, le lignite ou la houille selon le type de végétation et le degré de transformation. Les gisements de charbon de l'Angleterre sont intercalés dans des formations de plaine deltaïque d'âge carbonifère.

13.7 . Le profil des vallées 

Comme les torrents, les cours d’eau permanents s’enfoncent, par érosion régressive à la recherche de leur profil d’équilibre.

De l’amont vers l’aval, le profil longitudinal est concave, ce qui signifie une réduction progressive de la pente que suit le cours d’eau qui y circule généralement.

Profil longitudinal

Mais cette pente peut être irrégulière, interrompue par la traversée d’un lac ou par une brusque rupture dans le cas de cascade ou de rapides. Elle peut même disparaître dans le cas extrême des vallées aveugles, complètement fermées par une contre pente, par exemple, en relief karstique quand les eaux de la rivière pénètrent dans le sol ou encore en régions semi-arides sans réseau hydrographique organisé..

On appelle thalweg ou talweg (de l’allemand Tal " vallée " et Weg " chemin ") la ligne idéale joignant les points les plus bas d’une vallée et qui correspond grosso modo au profil d’équilibre du cours d’eau quand celui-ci existe.

Les vallées creusées en terrains meubles et homogènes prennent un profil transversal en V. En terrains durs et massifs ( calcaires, granites), la tendance est à l’enfoncement vertical ( Gorges et canyons).

 

 

13.8 Travail d’un cours d’eau, modification de la vallée au cours du temps

C'est bien connu, les eaux de ruissellement creusent les vallées. La profondeur, la largeur et les formes de ces dernières se modifient avec le temps. Les schémas qui suivent illustrent ces modifications. 

 

 

Le stade de jeunesse d'une vallée fluviale se caractérise par du creusement qui conduit à la formation d'une vallée étroite en forme de V; les reliefs sont accentués le long du cours d'eau et on retrouve chutes, cascades et rapides.

 

A l'étape de la maturité, le cours d'eau aplanit ses reliefs et diminue son gradient de pente; il commence alors à éroder latéralement, élargissant la vallée et créant, par ses dépôts, une plaine d'inondation. Cette dernière se construit par l'apport constant de sédiments issus de l'érosion en amont et par l'épandage dans la vallée de ces sédiments durant les périodes de débordement dues aux crues.

 

Le stade de vieillesse de la vallée est atteint lorsque celle-ci est beaucoup plus large que les plus larges méandres du cours d'eau. A noter que les tributaires du cours d'eau principal contribuent eux aussi à aplanir les reliefs adjacents.

Le schéma qui suit illustre comment agissent les processus d'érosion et de dépôt dans un cours d'eau méandrique.

 

Dans un méandre (profils du haut et du bas), l'érosion se fait sur la rive concave, à pente raide, là où la vitesse du courant est la plus grande, alors que le dépôt se fait sur l'autre rive, convexe, là où la vitesse du courant est plus faible, formant une terrasse alluviale (ou barre de méandre). Le couple érosion-dépôt entraîne une migration latérale du méandre, causant un élargissement de la vallée au stade de maturité et une remobilisation des sédiments au stade de vieillesse de la vallée.

Pour bien saisir comment se fait l'aplanissement de tout un continent ou d'une partie de continent sous l'action des eaux de ruissellement, il est une notion importante à connaître : le profil d'équilibre d'un cours d'eau et son ajustement à un niveau de base.

Ce profil d'équilibre s'établit par l'ajustement à un niveau de base. Ce niveau de base est défini par le niveau d'eau du réservoir dans lequel se jette le cours d'eau (autre cours d'eau plus important, lac, réservoir hydroélectrique, mer, etc.). Ainsi, un cours d'eau qui se jette dans un lac creusera son lit jusqu'à ce qu'il atteigne son profil d'équilibre défini par le niveau d'eau du lac.

Sur ce schéma, l'échelle verticale est fortement exagérée. En fait, à l'équilibre, le gradient de pente du cours d'eau est très faible.Tant que le lac est présent, le cours d'eau ne peut éroder plus bas que ce profil.

Si de manière naturelle ou anthropique le lac est drainé (comme par exemple, le lac 1 sur le schéma qui suit), le cours d'eau recommence à creuser et ajuste son profil à un nouveau niveau de base, ici le niveau du lac 2.

Avec le drainage du lac 2, un nouveau profil d'équilibre s'établit. Ultimement, le niveau de base est le niveau marin.

 

Ceci explique comment les continents tendent à être érodés jusqu'au niveau marin (niveau zéro). Cela est théorique, car dans la nature, il y a des événements qui font qu'on atteint rarement une telle situation, entre autre, à cause de la dynamique de la tectonique des plaques.

Les travaux humains peuvent contribuer à modifier de façon significative le profil des cours d'eau: un abaissement du niveau de base par des travaux de creusement par exemple risque d'entraîner des problèmes d'érosion à la grandeur de toute une région. A l'inverse, la construction de barrages créant un lac de barrage entraîne l'accumulation de sédiments.

 

Les changements du niveau de base peuvent se faire aussi à l'échelle planétaire. Nous savons par exemple que, dans le passé, le niveau des mers a fluctué constamment. Il y a un certain nombre de causes à ces fluctuations, les deux principales étant les changements de volume des océans reliés à la tectonique des plaques et le stockage de glaces aux pôles durant les glaciations.

Un abaissement du niveau des mers entraîne, pour les continents, un changement du profil d'équilibre des cours d'eau. Voici, par exemple, comment évoluera les relief d'une région dont le niveau de base aura été abaissé. Prenons une région qui a atteint son niveau d'équilibre (le niveau marin par exemple); il s'agit de ce qu'on appelle une pénéplaine.

Les changements du niveau de base peuvent se faire aussi à l'échelle planétaire. Nous savons par exemple que, dans le passé, le niveau des mers a fluctué constamment. Il y a un certain nombre de causes à ces fluctuations, les deux principales étant les changements de volume des océans reliés à la tectonique des plaques et le stockage de glaces aux pôles durant les glaciations.

Un abaissement du niveau des mers entraîne, pour les continents, un changement du profil d'équilibre des cours d'eau. Voici, par exemple, comment évoluera les relief d'une région dont le niveau de base aura été abaissé. Prenons une région qui a atteint son niveau d'équilibre (le niveau marin par exemple); il s'agit de ce qu'on appelle une pénéplaine.

 

Si le niveau de base est abaissé (flèche), le cycle de l'érosion est remis à zéro et la région, plane au départ, accusera des reliefs de plus en plus accentués à mesure que les cours d'eau creuseront pour atteindre leur profil d'équilibre par rapport au nouveau niveau de base.

 

Lorsque ces derniers auront atteint leur profil d'équilibre, la région s'aplanira progressivement pour devenir une nouvelle pénéplaine.

 

 

13.9.Morphologie du lit des cours d’eau, terrasses et méandres

Le lit est la partie en général la plus profonde de la vallée dans laquelle s’écoule gravitairement un courant d’eau. De manière classique, on distingue le lit mineur limité par des berges, du lit majeur occupé temporairement par les eaux débordantes.

Le lit mineur, dit aussi " apparent ", " ordinaire ", " permanent ", est occupé par des matériaux roulés par les eaux et peu masqués par la végétation et l’implantation humaine. Dans les plaines ou les fonds de larges vallées, peuvent apparaître, à l’intérieur du lit mineur, des microreliefs caractéristiques : chenaux, dépressions d’inégales profondeurs séparés par des seuils, bras secondaires abandonnés, îles, grèves. Le lit d’étiage ou chenal d’étiage est celui dans lequel se concentre l’écoulement pendant les périodes de basses eaux.

Le lit majeur ou champ d’inondation est l’espace que les eaux peuvent recouvrir et tapisser d’alluvions fines. Il est généralement occupé par une végétation plus ou moins hygrophile. La partie du lit majeur, la plus souvent inondée, est parfois appelée lit moyen ou champ d’inondations fréquentes. Le lit majeur d’extension maximum est dit lit majeur exceptionnel ou épisodique.

Dans les plaines et vallées alluviales, la distinction entre lit mineur et lit majeur est souvent délicate dans la mesure où les inondations du lit majeur ne proviennent pas uniquement du débordement du cours principal. Par exemple, la montée des eaux dans le cours d’eau principal peut produire un effet de barrage sur l’écoulement des tributaires qui, eux, débordent en inondant la plaine. De plus, quel que soit le style du lit fluvial, lit rectiligne, lit à méandres, lit tressé ou " en tresses ", lit anastomosé, quand apparaissent des chenaux multiples, des îles, des barres de sable et de graviers, le lit mineur n’étant pas entièrement occupé par l’eau, la limite des berges est floue et la configuration des chenaux et des îles est fort instable.

 

Pour les morphologues qui ne confondent pas les deux derniers styles de lits fluviaux, dans le lit tressé, les chenaux multiples enserrant des îles ont une faible sinuosité ; ils sont larges, instables, peu profonds caillouteux, caractérisés par un écoulement rapide, souvent spasmodique et une forte charge de fond. Le lit anastomosé a des chenaux principaux fortement sinueux, en pente faible, relativement profonds et larges, se séparant et se rejoignant à l’aval, et s’exhaussant lentement par l’effet de la charge en suspension

Généralement, les cours d’eau sont limités par des berges recouvertes de végétation ou consolidées par l’homme.

Ces berges limitent le lit mineur occupé par le cour d’eau en période de pluviosité normale .

Le lit majeur porte également le nom de pleine d’inondation.

En climat tempéré, les alluvions fluviatiles déposées dans la plaine d’inondation correspondant à la basse terrasse des cartes géologiques sont un matériel fin ( limon), alors qu’en climat périglaciaire, ce sont des alluvions grossières exploitées au fond du lit majeur et dans les terrasses plus anciennes ou les cours d’eau s’enfoncent dans les périodes de bas niveau marin ( périodes glaciaires ).

Le climat périglaciaire est caractérisé par la présence d’un certain nombre d’indices caractéristiques du climat régnant en périphérie des régions englacées ( glaciers d’altitude des Alpes, régions « péri » polaires comme l’Alaska ) :

- Sols polygonaux

- Glaciers rocheux

- Pergélisol

- Alternances de gel et de dégel qui fragmentent les roches et entraînent en bas les débris par gélifluxion et solifluxion.

« Péri » signifie autour de, dans les deux sens du terme, spatial et temporel. Le terme périglaciaire s'applique donc :

- aux phénomènes causés par le climat, pendant les périodes froides du Quaternaire, dans les régions non recouvertes par les glaciers

- mais aussi aux phénomènes analogues se produisant avant et après les périodes froides -- en particulier encore de nos jours -- en haute montagne ou dans les régions polaires.

On pourrait dire que dans le premier sens il s'agit de phénomènes fossiles alors qu'ils seront vivants dans le deuxième.

Une terrasse apparaît chaque fois que les rivières s’encaissent dans leurs propres alluvions : la surface de l’ancien lit majeur est alors suspendue au dessus du fleuve

La formation de terrasses fluviatiles est due à des variations de dynamique du cours d'eau qui les forme. Cette dynamique dépend essentiellement de deux facteurs :

- la pente

- le débit.

La formation de terrasses fluviatiles dépend également de :

- la quantité de matériel transporté par le cours d'eau

- la dureté des roches sur lesquelles coule le cours d'eau.

Tous ces paramètres sont contrôlés par des facteurs terrestres très importants tels que :

- Le climat

Lors des périodes glaciaires et interglaciaires, le niveau de base peut varier énormément, ce qui joue sur la pente des tous les cours d'eau.

De plus, en fonction des saisons, les cours d'eau de montagne ont un débit qui varie : il est fort lors des périodes « chaudes » et faible en période « froide »

Au niveau du matériel transporté, le climat froid additionné à la présence d'eau provoque une désagrégation des roches (surtout en milieu montagnard), dont les débris se retrouvent dans les cours d'eau (phénomène de gélifraction).

- La tectonique

Lors de phases tectoniques, des zones peuvent être plissées et basculées, ce qui change leur pente. Si un cours d'eau coule sur une zone qui bascule, sa pente (et donc sa dynamique) vont varier.

- La lithologie

La résistance des roches sur lesquelles coule le cours d'eau joue un rôle sur la quantité de matériel transporté : l'érosion sera plus ou moins forte suivant plusieurs types de roches.

Si le phénomène se produit plusieurs fois, on a des terrasses étagées quand les affleurement du substratum le soulignent, emboîtées dans les autres cas , la terrasse la plus basse étant toujours la plus récente.

Le type « terrasses étagées » implique des alternances de phases érosives très importantes et des phases de sédimentation moins importantes. Elles suggèrent une nette dominance de l'érosion.

Les terrasses étagées se forment avec l'encaissement du cours d'eau.

Au départ, le cours d'eau dépose ses alluvions sur sa plaine d'inondation.

Dépôt dans la plaine d'inondation.

La dynamique du cours d'eau change, (le débit augmente) le cours d'eau incise le dépôt n°1 (en vert sur le schéma) sur toute son épaisseur, ainsi que le substratum.

Un nouveau changement de dynamique (baisse du débit) amène le cours d'eau à déposer de nouvelles alluvions (en jaune sur le schéma), dans l'incision du substratum.

 

Suite à un autre changement de dynamique, le cours d'eau se met à inciser le dépôt n°2 sur toute son épaisseur, et atteint le substratum, qu'il incise également.

Par la suite, il dépose de nouvelles alluvions (en orange sur le schéma) dans cette incision.

Suite à un autre changement de dynamique, le cours d'eau se met à inciser le dépôt n°2 sur toute son épaisseur, et atteint le substratum, qu'il incise également. 

Par la suite, il dépose de nouvelles alluvions (en orange sur le schéma) dans cette incision.

Remarque : Au voisinage des embouchures, l’altitude des terrasses est corrélable avec le niveau marin ( terrasses eustatiques ). Les terrasses situées en amont, quant à elles, sont liées aux alternances des pluviaux et des arides en Afrique, ces terrasses dépendantes du climat sont nommées terrasses climatiques.

Pendant les périodes de formation des glaciers ( périodes anaglaciaires) le climat se refroidit parfois et la quantité d’eau pluviale augmente, le niveau des mers quant à lui tend à diminuer en manière telle qu’il en résulte un remblaiement en amont et un creusement à l’ aval. L’inverse se produit lors des périodes de fonte des glaciers ( périodes cataglaciaires) : Les eaux de fonte des glaciers provoquent des creusement en amont et l’augmentation du niveau des mers est à l’origine du remblaiement de l’aval .Il est donc impossible de raccorder les terrasses en considérant que toutes celles d’un même niveau sont contemporaines.

Les chutes : elles résultent de la traversée par le cours d’eau de zones d’inégale dureté. L’affouillement des couches tendres conduit à la formation de chutes ( Chutes du Zambèze, cataractes du Niagara ) dont l’arête recule progressivement jusqu'à leur effacement. En pays calcaire, l’action conjuguée de l’érosion fluviatile et des phénomènes karstiques provoque le creusement de marmites et la perte du cours d’eau ou d’une partie du cours d’eau en profondeur ( Perte de la Lesse au gouffre de Belvaux, par un siphon profond de cinquante mètres).

Les formes d'érosion qui résultent de la dissolution de roches (surtout calcaires) par les eaux douces sont très particulières: elles reçoivent le nom de "morphologie karstique" d'après une région de la Croatie. Les différents éléments d'un paysage karstique sont schématisés à la figure

Les méandres : Ceux-ci correspondent aux sinuosités des cours d’eau

L'érosion fluviale est responsable de la formation des méandres. Ces méandres ont tendance à se déplacer vers l'extérieur et vers l'aval du cours d'eau par érosion sur la rive concave et dépôt sur la rive convexe (sous la forme de point bars ou lobes de méandre). Le recoupement des méandres génère des méandres abandonnés .

Surimposition et antécédence

Lorsque les cours d'eau s'enfoncent dans leur substrat, deux mécanismes sont possibles: la surimposition correspond au déblaiement progressif des matériaux par érosion alors que l'antécédence est le résultat de l'encaissement d'un réseau déjà formé par remontée progressive du substrat. Ce dernier phénomène donne naissance à des réseaux fluviatiles peu adaptés à la géologie et au relief préexistants.

L’antécédence est le processus par lequel un cours d’eau maintient son tracé malgré le soulèvement d’un anticlinal ou d’un horst en travers de la vallée.

Lit aberrent

La figure représente un cours d’eau qui avait établi son cours avant un mouvement tectonique , il le maintient en s’enfonçant au fur et à mesure du soulèvement alors qu’il lui serait plus facile de passer par la zone de terrains plus tendres ( cas de la majorité des fleuves de l’Himalaya).

Captures

Détournement de l'écoulement d'un cours d'eau, généralement dans la partie supérieure de son cours, par un cours d'eau voisin dont le lit s'abaisse par érosion régressive. Deux modalités :

 

 

-Les captures dues à des différences de pente : C’est le cas des serres cévenoles ( Cévennes en France, département de l’Hérault ) dont le niveau de base ( Méditerranée ) est beaucoup plus proche que celui des affluents de la Loire et de l’Allier. Il en résulte une plus grande « agressivité » qui conduit au recul de tête et à la capture en angle droit. ( coude de capture).

- Les captures dues à la superposition de couches d’inégale dureté : il s’agit souvent d’une capture des cours supérieurs de rivières conséquentes par des rivières subséquentes, celles-ci étant installées dans des terrains tendres creusent rapidement et reculent leur source. Il s’ensuit une capture de la rivière conséquente avec formation d’un coude de capture. C’est probablement le cas de la capture de la haute Moselle par la basse Moselle via un affluent de la Meurthe. Le coude de capture se situe à Toul. Avant cette capture, la haute Moselle s’écoulait par Toul en direction de la Meuse dans laquelle elle se jetait ( Pagny). Il ne reste de l’ancien tronçon Toul- Pagny de l’ancien cours de la haute Moselle , qu’une vallée actuellement morte, le Val de l’Asne.

13.10 Rôles géologiques des cours d'eau

Le rôle géologique des cours d’eau se manifeste principalement par l’érosion, le transport et la sédimentation.

L’érosion.

Participe au remodelage des formes du relief. Elle a pour origine :

- des phénomènes mécaniques : glissement de terrains, chute des gouttes de pluie et ravinements.:

- des phénomènes chimiques : dissolutions.

L’importance de l’érosion dépend de la nature de la roche, du climat, de la végétation, de l’intervention humaine, (y compris de la pollution avec les pluies acides) et du relief préexistant.

Le transport et la sédimentation

Les particules érodées sont transportées par la rivière. Il existe une relation entre la granulométrie des particules déplacées et la vitesse du courant. Les particules les plus fines restent en suspension avec les vitesses les plus faibles(diag de Hjulstrom ). Lorsque la vitesse limite est atteinte, elles sédimentent.

- L’érosion fluviatile est relativement restreinte, elle se fait surtout au niveau des méandres ( côté convexe), des plaines alluviales et des terrasses. Les deltas constituent un cas particulier ou la sédimentation est importante, il ne faut cependant garder à l’esprit qu’il s’agit d’un domaine littoral ou la mer a un influence plus ou moins forte.

- Selon Livingstone, la quantité de substances dissoutes transportées par les fleuves est de 3,9.109 tonnes par an , soit 10m3/km2/an, soit encore, une érosion de un millimètre par millénaire. Contrairement à une opinion répandue, la quantité de substances dissoutes transportée par les cours d’eau est généralement supérieure à la quantité de matière solide qui transite, surtout pour les rivières de plaine .

- Il n’en est cependant pas de même en montagne où l’érosion peut atteindre 400 m3/km2 /an en climat froid soit 4mm/an , il s’agit la d’une valeur extrême qui peut cependant être dépassée en cas d’orages exceptionnels sur le bassin localisé.

- L’érosion progressive des reliefs sous l’action des eaux courantes conduit à des formes aplanies sur d’immenses étendues , les pénéplaines . Leur relief n’est pas rigoureusement tabulaire , comme celui des plates formes structurales . C’est un ensemble de talweg et d’interfluves au relief aux faibles dénivellations : Ardennes, socle de la chaîne des puits en France… avec parfois des reliefs résiduels.

Les eaux courantes constituent le facteur essentiel de l’aplanissement des continents.

13.11 Les lacs 

La terminologie des lacs est difficile a établir, c’est ainsi que plusieurs définitions coexistent :

Les lacs sont des étendues d’eau sans communication avec la mer

Les lacs sont des étendues d'eaux douces ou salées, dont certaines sont fermées et constituent le niveau de base d'un bassin endoréique (c'est à dire d'un bassin dont l'écoulement n'est pas relié avec les mers et/ou les océans), mais dont la plupart forment de simples paliers sur le profil en long des fleuves et rivières.

Etc.

Le critère d’étendue est inapplicable , la mer d’Aral est un lac ( 65.000 km2 ), comme le lac Léman ( 580 km2 ) !!!…

On ne peut non plus invoquer un critère de profondeur Lac Léman ( 320 m), lac Baïkal ( 1600 m ).

Le critère de salinité est inopérant ( existence de lacs salés comme la mer morte ).

Les lacs peu profonds plus ou moins envahi par la végétation ont reçu le nom d’étang

Les chotts ou sebkhras sont des lacs temporaires de pays au climat désertique.

I. ORIGINE DES LACS

L'existence d'un lac est liée à celle d'une contre-pente qui entrave ou bloque l'écoulement de l'eau. Hutchinson a recensé 76 origines possibles de contre-pentes génératrices de lacs que l'on peut regrouper en 11 grandes catégories : tectonique, volcanisme, glissement de terrain, glaciation, dissolution, action fluviale, action éolienne, action de la dynamique littorale, accumulation de matière organique (tourbe), actions d'organismes vivants (castors, sociétés humaines), impact météorites.

De manière générale, pour que l'eau s'accumule, il faut bien qu'il existe une cuvette ou une dépression qui recueille les eaux ou bien encore un barrage qui s'oppose à leur écoulement : lacs de dépression et lacs de barrage

I.1 Lacs de dépression 

 

 

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Date de dernière mise à jour : 13/10/2014