géodynamique externe première partie imp

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GEODYNAMIQUE EXTERNE
PREMIERE PARTIE
INTRODUCTION
La géodynamique externe est la discipline de la géologie qui a pour objet l’étude des forces
qui agissent à la surface de la Terre telles que le gel, le vent, les pluies… et qui ont pour
effet la météorisation et l’érosion des roches ; le transport et le dépôt des matériaux issus de
ces roches ; Cycle de la roche Fig.1
Fig. 1- Cycle de la roche
A – PHASE DE DESAGREGATION (OU DE MOBILISATION)
On distingue plusieurs mécanismes de mobilisation dont deux principaux qui
fonctionnement simultanément ou successivement dans la plupart des cas. Mais en un point
donné et sous des conditions déterminées, l’un des deux mécanismes d’emporte sur
l’autre ; il s’agit de :
- la désagrégation mécanique ;
- l’altération chimique.
A – 1 – Désagrégation mécanique
L’érosion mécanique conduit à la désagrégation des roches soit en débris mono- minéraux
(ex : Quartz, Feldspaths,…) ou en débris poly- minéraux (fragment de roches) dont la taille
est variable. Cette désagrégation dépend d’une part des caractères liés aux roches elles-
mêmes et d’autre part de facteurs liés à l’environnement.

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A-1-1- Facteurs liés à la roche
- Nature pétrographique (grès, argiles, calcaires, marnes…)
- Caractéristiques physiques (dureté, homogénéité, structure, texture porosité..)
A-1-2- Facteurs liés à l’environnement
- Climat (température, précipitations…)
- Topographie (pentes)
- Durée d’exposition aux agents de désagrégation.
A-1-3- Quelques exemples d’actions mécaniques
a- La structure d’origine de certaines roches peut montrer des zones de faiblesse
mécanique favorisant l’érosion ; ex : schistes ; basaltes prismatiques ou en
pillow-lava (coussins)…..
Ex1 : Schistes
Ex2 : Basaltes prismatiques ou en orgue
Ex3 : Basaltes en pillow –lava ou en coussins basaltiques
Plans de schistosité
= zones de faiblesse
mécanique
Les contours des
prismes sont des
zones de faiblesse
mécanique
Les contours des
coussins basaltiques
sont des zones de
faiblesse mécanique

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b- Les contraintes tectoniques qui peuvent se traduite en cassures et
diaclases
c- L’effet des variations de la température
-Thermoclastie= désagrégation mécanique des roches sous l’effet de fortes
variations de la température.
ex1 : Désagrégation granulaire des roches grenues
Roche grenue roche désagrégée en grain
Les dilatations et contractions (rétractions) différentielles des différents minéraux
conduisent à la désagrégation granulaire.
Ex2 : Desquamation ou exfoliation
Les variations importantes de la température conduisent à la dilatation et la
contraction des parties superficielles de la roche qui se détachent en minces lames ou
écailles comme une pelure d’oignon ;
Compression
Apparition de Cassures
et diaclases=zones de
faiblesse mécanique

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-Cryoclastie = gélifraction
Ce type de désagrégation caractérise les milieux où la température varie autour de 0°C
notamment les zones périglaciaires
Les fissures des roches s’élargissent à cause
de l’alternance gel-dégel
d- L’action des variations de la teneuren eau(Hydroclastie)
Ex1 : Formation de fentes de dessiccation (ou mud-cracks) sur les surfaces argileuses
desséchées par l’évaporation de l’eau ; ces fentes dessinent souvent un réseau
grossièrement polygonal
Réseau de fentes de dessiccation
en plan En coupe
Ex2 : Haloclastie= désagrégation des roches par les sels contenus dans les roches
évaporitiques
e- L’action mécanique des êtres vivants qui s’exprime de différentes
manières
- Croissance des racines des végétaux supérieurs ;
- Effet des organismes fouisseurs qui creusent des terriers dans les roches
meubles, ou peu consolidées ex. Taupes, courtilières, termites, fourmis
marmottes…
- forage des roches consolidées par des organismes lithophages ; ex. certains
mollusques ;
- Action anthropique : désagrégation mécanique par les activités humaines ; ex.
creusement des tranchées de routes , de tunnels, de carrières, de galeries
souterraines ; la déforestation les labours ..etc.
f- Action des impacts
Action du choc d’une météorite qui percute les roches de la surface terrestre et peut
entraîner leur cassure voire broyage ex. cratere meteor of Arizona.

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A-2- Altération chimique et biochimique
A-2-1- Action chimique de l’eau
L’agent principal d’altération est l’eau qui se comporte, à l’état pur, comme un dipôle
dont la force d’attraction vis à vis d’un ion détermine sa solubilité ; cette force d’attraction
dépend du Potentiel Ionique de l’ion PI = Z/R où Z = charge ionique ; R = rayon ionique
(Diagramme de Goldschmidt simplifié. Fig.2
Fig. 2- Répartition de quelques éléments chimiques d’après leur PI
a- Dans le domaine des faibles PI (Z/R < 3) on trouve des éléments qui attirent
l’eau pour donner des ions dont les sels sont très solubles dans l’eau
H
+
X n+
+ n O
2-
(X (H2O) n)
n+
(= cations solubles)
H+
Ex : Ca
2+
+ 2H2O ⇒[ Ca (H2O) 2] 2+
Ca SO4 + 2H2O ⇒ CaSO4 (H2O) 2
Anhydrite → hydrat° → Gypse
La dissolution peut également se faire par l’action des substances chimiques contenues
dans les eaux naturelles.
Ex : Dissolution des roches Carbonatées par H2O et le CO2

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Calcite
CaCO3 → Calcaires
Aragonite
Roches carbonatées
CaMg (CO3)2 Dolomite → Dolomies
(1)
CaCO3 + H2O +CO2 Ca ( CO3H) 2
(2)
Carbonate de calcium insoluble Bicarbonate de calcium soluble.
La dissolution des carbonates est d’autant plus forte que l’eau est riche en CO2, cette teneur
en CO2 est fonction de la température et de la pression.
• Si T ⇑ ⇒ [ CO2] ⇓ ⇒ déplacement de l’équilibre dans le sens 2 ; c.a.d. la précipitation
des carbonates
• Si T ⇓ ⇒ [ CO2 ] ⇑ ⇒ déplacement de l’équilibre dans le sens 1 ; c.a.d. la dissolution
des carbonates
• Si P ⇑ ⇒ [ CO2] ⇑ ⇒ déplacement de l’équilibre dans le sens 1 ; c.a.d. la dissolution
des carbonates
• Si P ⇓ ⇒ [CO2] ⇓ ⇒ déplacement de l’équilibre dans le sens 2 ; c.a.d. la précipitation
des carbonates.
Remarques :
- La précipitation des carbonates intervient quand la Pression diminue
brutalement, ce phénomène est connu, à l’état naturel, dans les grottes, les
cascades et à la sortie des sources. Fig.
Fig. 3- Exemple de précipitation et de dissolution des carbonates en milieu calcaire

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- En dessous d’une certaine profondeur sous l’eau (4500m), la pression
hydrostatique est tellement très importante pour empêcher la précipitation des carbonates ;
cette profondeur correspond à la CCD (Carbonate Compensation Deepth), = niveau ( ou
profondeur) de compensation des carbonates.
b- Dans le domaine des PI compris entre 3 et 10, les cations sont plus attractifs et
peuvent entraîner la rupture de la molécule d’eau au niveau d’une liaison
hydrogène, il y a alors formation d’hydroxydes insolubles
H
+
X
n+
+ nO
2-
X (OH) n + nH
+
(= Hydroxide insoluble)
H+
Ex : Al
3+
+ 3H2O → Al (OH)3 + 3H
+
c- Dans le domaine des PI supérieurs à 10 ; l’ion exerce une forte attraction et
provoque la double rupture de la molécule d’eau et donne des oxyanions
solubles.
H
+
X
+
+ O
2-
XO
-
+ 2H
+
(= Oxyanions solubles)
H
+
Ex : P 5+
+ 4H2 O → PO4
3-
+ 8H
+
S
6+
+ 4H2O → SO4 + 8H
+
A-2-2-Action chimique de l’Oxygène
L’O2 qui provient soit de l’air, soit de la réduction des oxydes provoque des
oxydations (Fe, Mn…) est transforme les sulfures en sulfates.
Ex : Oxydation du fer.
2 Fe
2+
(Fe
3+
) 2 O 4 + ½ O2 → 3 Fe2 O3
Magnétite Hématite (= rouille)
Fer réduit noir Fer oxydé rouge
A-2-3- Action chimique des êtres vivants
- Les plantes supérieures ont une action destructive par leurs secrétions acides ;
- Les débris végétaux et animaux se décomposent par les bactéries du sol qui
libèrent des acides. L’ensemble des matières organiques décomposées forment l’Humus
qui s’associe à la matière minérale issue de l’altération des roches pour former le Sol.
A-2-4 – Action chimique de la température
La vitesse de décomposition double quand la température s’élève de 10°C (loi de
Van T’Hoff)

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A-3 – Résultats (résumé)
a- La nature et l’efficacité des processus de mobilisation dépendent des facteurs
suivants : le climat, la végétation, la nature de la roche et la topographie.
• L’altération chimique domine :
- Sous climat chaud et humide
- Quand la végétation est abondante
- Quand la pente est faible pour permettre une grande durée d’action de l’eau
• La désagrégation mécanique domine :
- Sous climat à fortes variations de la température ;
- Quand la végétation est rare ou absente ;
- Quand La pente est forte
d- Théorie de Bio- rhexistasie (Erhart 1955) Fig.4
Selon cette théorie, la stabilité des éléments constitutifs des roches d’origine continentale
dépend des conditions climatiques et donc du couvert végétal
• Sous climat favorable à la prolifération végétale (période de biostasie)
Phase migratrice constituée d’ions solubles (k+, Na+, Ca
2+
, Mg
2+
qui donnent par la suite les Roches chimiques et biochimiques
Processus
chimiques
Phase résiduelle composée d’hydroxydes de Fer, Aluminium
et de minéraux argileux
• Si il y a destruction du couvert végétal (à cause des changements climatiques,
des déformations tectoniques ou de l’action anthropique) ; l’érosion
mécanique s’active et alimente les bassins sédimentaires en débris de roches
qui engendrent les Roches détritiques (période de Rhexistasie)
Fig. 4- Subdivisions de base des roches sédimentaires

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B – EROSION-TRANSPORT-SEDIMENTATION
I- ACTION GEOLOGIQUE DE LA GRAVITE
L’action géologique de la gravité se manifeste de différentes manières :
I-1 – Entraînement par chute
a- Eboulis = Amas de matériaux éboulés résultant de la désagrégation complète
des produits d’écroulement ou du détachement des éléments l’un après l’autre ; au
niveau des cônes d’éboulis formés, les éléments
Sont triés selon leurs poids. Fig. 1.
Fig. 1- Ecroulement suivi de la désagrégation complète des bancs calcaires : formation
des éboulis de pente
b-Ecroulement et éboulement : ils résultent de l’écroulement de toute une
masse selon un ou plusieurs plans de fractures ou fissures ; dans ces cas les
éléments ne sont pas classés. Fig. 2et3.
Fractures et fissures
Fig. 2- Ecroulement en
masse suivant une
fracture (FF)
Fig. 3- Formation d’un
éboulement rocheux à partir
d’un massif fissuré et
diaclasé

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I-2 – Entraînement par glissement
Premier cas: glissement des roches dures
Deuxième cas: glissement des roches tendres
Troisième cas: Glissements lents (imperceptibles)
Certains mouvements de glissements sont très lents (quelques mm à quelques cm
par an) pour pouvoir les observer, ces mouvements sont qualifiés d’imperceptibles ;
cependant, on peut les détecter à travers des témoins naturels ou par des dispositifs
expérimentaux.
Fig. 4- Glissement en masse :
le massif rocheux se déplace
vers l’aval en glissant sur un
plan (PP) qui le sépare d’un
substratum argileux
Fig. 5- loupes de glissement
des roches tendres associées
parfois de coulées boueuses
Fig. 6- Courbure de la base
des troncs d’arbres : témoins
de glissements lents

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Fig. 7- Le phénomène de
fauchage dans une série
schisteuse : témoin de
glissements lents
Fig. 8- Figures de fauchage selon
diverses positions d’inclinaison
des couches
Fig. 9- dispositif expérimental
d’enregistrement des mouvements
lents à l’aide du potelet enterré : le
potelet subit une rotation ( A vers
A’) à cause du mouvement de la
partie superficielle

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Les facteurs favorisant les glissements sont :
- La pente topographique ;
-Le pendage ou l’inclinaison des couches ; -
- La nature plastique de la roche : Argiles, évaporites…
- La présence de l’eau
I-3-Tassements et effondrements
a- Tassements différentiels
Ils sont provoqués par les poids des constructions sur des
formations géologiques de structure hétérogène, il en résulte
l’écroulement ou l’inclinaison des édifices : exemple de la tour
penchée de Pise en Italie.
Ces tassements peuvent concerner toute une agglomération ; exemple du tassement de la
ville de Mexico causé par l’exploitation exagérée de la nappe d’eau souterraine. Fig.10
Fig.10
Tassement
généralisé de
la ville de
Mexico
b- Effondrements ou fontis.
Ce sont des entonnoirs dûs à la chute de toits des cavités souterraines : ex : galeries
souterraines, ou cavités de dissolution………

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II- ACTION GEOLOGIQUE DU VENT
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 où la végétation est
quasi-absente comme les déserts. Les régions désertiques, qu’on définit comme les régions
qui reçoivent moins de 200 mm de précipitations par an couvrent près du tiers de la surface
continentale de la Terre. Fig.1.
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 200 mm de
pluie par an.
La répartition des déserts est déterminée par la circulation atmosphérique qui, elle
aussi dépend de la radiation solaire. Fig. 2
Fig. 1- Répartition des
Déserts sur le globe
terrestre
Fig. 2- Circulation méridienne au
niveau de la troposphère

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II-1 – Erosion éolienne
L’érosion par le vent s’exprime par la corrasion et par la déflation.
II-1-a- Corrasion
La corrasion est l’attaque mécanique par le vent armé de matériaux qu’il
transporte et notamment les grains de quartz. Cette action se manifeste à plusieurs échelles.
- A l’échelle du grain de sable 0,062mm < diamètre
< 2 mm la corrasion conduit à des grains arrondis
(subsphériques) ; mats et piquetés qu’on appelle
grains Ronds Mats (=R.M.)
- A l’échelle du galet > 2 mm : la
corrasion conduit à des galets à deux
ou plusieurs facettes lisses qu’on
appelle : windkanters ex :
dreikanters (3 côtés ou arêtes).
- A l’échelle du terrain ; la corrasion est responsable de la formation des :
• reliefs en champignons
Butte isolée (Inselberg) Relief en champignons
• Yardings (Yardang ou Jardang) : crêtes et figures sculptées dans les rochers
exposés fréquemment aux tempêtes de sables.
II- 1-b – Déflation
La déflation consiste en un enlèvement individuel (par balayage) des particules par le vent.
Elle est en partie responsable de la formation : des Regs ; des Hamadas sahariennes et des
Sebkhas. Fig. 3 ; 4 ; 5.

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Fig. 3- Formation de Reg (désert de pierres) par la déflation
Fig. 5- Sebkha = Dépression désertique fermée et très salée issue de la déflation
Fig. 4- Hamada
(Lahmada)=
Entablement
horizontal issu
en partie de
la déflation

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II- 2- Transport éolien
Le vent est un agent de transport très efficace pour les sables et les poussières ; le
transport d’une particule de 1 mm de diamètre par exemple ne se manifeste que lorsque le
vent est animé d’une vitesse supérieure à 30 km/heure. Les poussières (diamètre <0,062
mm) sont transportées en altitude et sur plusieurs centaines voire milliers de km
(lithométéores) alors que les sables sont transportés au ras du sol ; les différents modes de
transport par le vent sont. Fig.6
II-3 – Sédimentation éolienne
Les particules transportées par le vent ont tendance à se déposer au contact d’un
obstacle (relief ou végétation) ou bien si la vitesse du vent diminue.
II-3-a- Edifices sableux
* Ripple-marks = rides centimétriques à décimétriques (Fig. 7).
Fig. 7- Rides (= ripple –marks)
Fig.6- Les différents modes de
transport par le vent

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* Dunes = accumulation de sable de quelques dizaines à quelques centaines de mètres : on
en distingue plusieurs types :
- Barkhanes = dunes en croissant (à convexité face au vent) dues au vent dominant.
Fig. 8
en plan en coupe
Fig. 8- Barkhane
- Nebkas = dunes formées derrière un obstacle. Fig.9
Fig. 9- Nebka
-Dunes paraboliques (à concavité face au vent) dues au vent violent. Fig. 10
Fig. 10- Dune parabolique

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-Dunes en étoile ="ghourd" ou "star dune" : elles sont dues à des vents soufflants
dans plusieurs directions. Fig. 11
Fig. 11- Dune en étoile
Fig. 12- Dunes transversales (Aklé) Fig. 13- Dunes longitudinales (= Seif).
• Erg : grands déserts de sable ou mer de sable ; ex. Erg Chebbi près de Merzouga
et Erg Cheggaga à M’hamid.
• Dunes littorales : ce sont des aires d’accumulations de sable au voisinage de la
mer.
II- 3-b – Les poussières
La sédimentation des poussières forme des dépôts fins poreux et peu consolidés que l’on
nomme : lœss ; qui se répartissent à la périphérie des zones désertiques (comme en
Tunisie ; en Chine….) mais ils sont aussi très répandus en Europe en zones subdésertiques
périglaciaires. En milieu marin les poussières se déposent sous forme de vase.
- Dunes transversales (Aklés) à crêtes
perpendiculaires à la direction du
vent ; issues de l’assemblage des
Barkhanes
- Dunes longitudinales(Seifs) à
crêtes parallèles à la direction du
vent ; issues des Nebka ou des
paraboliques

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III- ACTION GEOLOGIQUE DES GLACIERS
III-1 – Définition d’un glacier
Un glacier est une accumulation de glace issue de la transformation de la neige par
tassement et recristallisation ; lorsque les températures moyennes d’une région se situent
sous 0°C, les précipitations se font le plus souvent sous forme de neige et surtout les fontes
ne sont pas suffisantes pour empêcher qu’il n’y ait accumulation de neige et de glace. Les
glaciers ne se rencontrent donc que dans les régions à neige persistante et où le bilan
global précipitations / fonte est positif (c.a.d. >1).
III-2-Types de glaciers
On reconnaît deux grandes zones d’accumulation des glaces : les régions polaires
et les régions de hautes altitudes. On aura conséquemment deux grands groupes de
glaciers : les calottes polaires et les glaciers alpins ou de montagnes.
a- Calottes polaires (Inlandsis)
On estime que ces glaciers couvrent actuellement environs 10 % de la surface
continentale ; la calotte polaire de l’Antarctique est la plus grande et la plus épaisse : à son
centre, la glace atteint une épaisseur de 4000 m ; l’autre calotte polaire est celle du
Groenland.
Ces masses de glace créent une surcharge énorme sur la croûte continentale ; cette
surcharge qui se fait dans un laps de temps géologique très court a pour effet d’enfoncer les
continents pendant les périodes glaciaires et de les surélever pendant les périodes chaudes
suite aux fentes des glaces (réajustements isostatiques dûs aux glaciers). Fig.1
Fig. 1- Coupe au niveau d’un Inlandsis
La glace de ces inlandsis peut arriver jusqu’au niveau de la mer où des fragments
de dimensions plus ou moins importantes se détachent, ce sont les Icebergs.
Remarque : Dans les régions de hautes latitudes, la partie superficielle des eaux de mer
peut se transformer en glace : c’est ce qu’on appelle la banquise qui se distingue des
Inlandsis par son goût salé et son épaisseur réduite. Au moment de la fonte, la banquise se
morcelle en glaçons appelés flœs.

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b-Les glaciers alpins ou de montagnes. Fig. 2
Fig. 2- Différentes parties d’un glacier alpin
* la Rimaye = crevasse ou fente issue du décollement du névé de la paroi rocheuse du
cirque glaciaire ;
* les Crevasses transversales sont dues à la rupture de pente au niveau de la vallée
glaciaire ;
* les Crevasses longitudinales sont dues au rétrécissement des parois du Lit glaciaire ;
* les Crevasses marginales sont dues aux frottements avec les parois ;
* les Séracs sont des lames de glace en damier
Les glaciers alpins se développent dans les secteurs montagneux qui se situent au-
dessus de la limite des neiges persistantes, c’est à dire sous 0°C en moyenne. Les périodes
froides et chaudes se manifestent au niveau de ces glaciers alpins respectivement par
l’avancée et le retrait du front des glaciers.
III- 3 – Erosion – Transport et sédimentation par les glaciers

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a- Erosion et transport
L’épaisseur d’un glacier alpin se mesure généralement en plusieurs dizaines voire
centaines de mètres ; cette importante masse qui se déplace d’environ 150 à 180 mètres par
an agit sur la roche comme un bulldozer et progressivement vont se creuser des vallées de
forme caractéristiques en U (ou en auge). Fig. 3
Fig. 3- Morphologie
des vallées glaciaires
Après la fonte des glaces, on aura un paysage de ces vallées en U, de pics et
d’arêtes délimitant des vallées suspendues. Fig. 4
Fig.4– Morphologie
des vallées glaciaires
après la fonte des
glaces
Le glacier arrache aux parois
rocheuses des matériaux appelés :
moraines ou Tills de différents types
Fig. 5 (a ; b)

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Fig. 5- Divers types de moraines d’un glacier
alpin (Vallée glaciaire en coupe : a et en plan :
b)
N.B.
• Le matériel des moraines est de taille
variée, non trié, anguleux et strié.
• Le fond rocheux et les parois des vallées glaciaires montrent des surfaces
moutonnées (arrondies par le frottement) lisses, luisantes et striées.
b- Sédimentation en milieu glaciaire et périglaciaire.
Après la fonte des glaces :
- les moraines de fond forment des collines allongées suivant l’écoulement = Drumlins ;
- les moraines frontales forment des collines en croissant concaves vers l’amont = vallum
morainique ;
- les sanders (ou bien sandres) sont des étendues de matériaux fluvio-glaciaires ; on en
distingue :
* Esker = Dépôt fluvioglaciaire serpentiforme formé par des cours d’eau qui se
situaient à l’intérieur ou sur le glacier, la fonte du glacier laisse un lacet de sédiment qu’on
appelle Eskers ;
* Kame = Dépôt fluvio-glaciaire dans une cavité ou une dépression du glacier qui,
après la fonte forme de petits monticules ;
* Kettle = dépression dans une moraine ou dans un dépôt fluvio-glaciaire créée par
la fonte d’un bloc de glace emprisonné dans les matériaux glaciaires.

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Fig. 6- Différents types de dépôts glaciaires
Le torrent sous-glaciaire transporte les moraines dans les lacs glaciaires où elles se
déposent sous forme de varves (= alternance de dépôt fin d’Hiver et grossier d’Eté). Fig. 7
Fig. 7- Coupe au niveau des varves glaciaires
L’évolution climatique peut être enregistrée au niveau de ces varves par les
changements des épaisseurs des couches ; (si le climat se réchauffe, les couches
augmentent d’épaisseurs vers le haut : c’est le cas de la Fig. 7 ; si par contre le climat tend
vers le refroidissement, les couches diminuent d’épaisseurs vers le haut).
IV- ACTIONGEOLOGIQUE DES EAUX COURANTES
IV-1- Cycle de l’eau et bilan hydrique global . Fig.1

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Fig. 1-Cycle de
l’eau et bilan
hydrique global
En majuscules :
STOCKS.
En minuscules :
flux.
LesValeurs sont
exprimées en
millier de km
3
IV-2- Ruissellement
Après les pluies, les eaux peuvent s’infiltrer, s’évaporer ou ruisseler ; les eaux de
ruissellement sont aussi appelées eaux sauvages ; elles sont responsables de certaines
formes d’érosion telles :
a- les Lapiés (ou Lapiaz) : surfaces
calcaires creusées de cavités de
dissolution par les eaux de ruissellement
ou par les eaux de mer ;
b- les Cheminées de Fée
en terrain hétérogène :
colonne de terrain tendre
surmontée d’un gros bloc de
pierre qui en protège le
sommet ; elle est

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généralement dégagée par le ruissellement dans les alluvions très hétérogènes le plus
souvent fluvio-glaciaires.
Fig. 2- Mode de formation des Cheminées de Fée en terrain hétérogène
c- les Ravinements en terrain tendre (Bad Lands). Fig. 3
IV-3- Cours d’eau
Contrairement au ruissellement, la circulation des eaux peut se concentrer sous
forme de cours d’eau en vallées plus ou moins étroites. Un cours d’eau est caractérisé par
son Bassin Versant, son Lit et son Embouchure. Fig. 4 :
a- Bassin Versant (=Bassin
Hydrographique)
C’est l’ensemble des pentes inclinées
vers un même cours d’eau qui
alimentent celui-ci en eau de
ruissellement ; les Bassins Versants
voisins sont séparés par la ligne de
partage des eaux .
Fig. 4- Morphologie d’un cours d’eau
b- Lit
Le Lit d’un Cours d’eau est la partie de la vallée occupée d’une manière
permanente ou temporaire par l’eau ; on y distingue :

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Fig. 5- Coupe transversale du Lit d’un cours d’eau
- Lit majeur est la zone où l’eau s’étale lors des inondations (crues
exceptionnelles) ;
- Lit mineur est la zone empruntée habituellement par le cours d’eau lors des
crues normales ;
- Chenal d’étiage est la partie du lit mineur occupée par l’eau lorsque le débit
est minimal (étiage) ;
- Plaine d’inondation est la zone du lit majeur envahie par l’eau lors des
grandes crues (= inondations).
a- Embouchure
C’est l’endroit où déverse un fleuve ou une rivière dans une mer (Cours d’eau
exoréique) ou dans un lac (Cours d’eau endoréique) ; l’embouchure peut être un Delta ou
un Estuaire.
IV- 4 – Erosion et transport
4-1- Facteurs d’érosion
L’érosion par les eaux courantes est un phénomène très complexe qui dépend de plusieurs
facteurs :
- débit du cours d’eau c’est à dire la quantité d’eau qui s’écoule en une unité de
temps àtravers la section du Lit (m3/s) ;
- vitesse de l’eau qui varie en fonction du débit, de la largeur du Lit et de la
pentetopographique ;
- les matériaux solides transportés qui polissent le fond rocheux du Lit ou y
creusent des stries ou des rigoles ;
- turbulence de l’eau : les mouvements turbulents associés aux mouvements des
galets, conduisent au creusement de sillons et de cavités appelées marmites de
géants ;
- nature du terrain : en fonction de sa nature meuble ou consolidé, le fond
rocheux résiste différemment à l’érosion par l’eau.
4-2- Types d’érosion
a- Erosion linéaire qui conduit au creusement vertical des vallées selon la règle de
l’érosion régressive (l’érosion commence par le bas de la pente puis remonte
progressivement vers le haut) et aboutit au profil longitudinal concave vers le haut ;
quand le profil d’équilibre est atteint, l’érosion cesse.

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Fig.6- Profil longitudinal d’un cours d’eau
b- Erosion latérale qui consiste à l’élargissement des vallées et des versants et
conduit à l’évolution des reliefs et des cours d’eau en trois stades : (cycle de Davis fig.7 ;
8 ; 9)
1- Le stade de jeunesse
d’une vallée fluviale se
caractérise par le creusement qui
conduit à la formation des vallées
étroites en V ; les reliefs sont
accentués et on trouve le long des
cours d’eau les chutes et les
cascades Fig. 7-a
Fig. 7- a- Evolution des reliefs et des cours d’eau au cours du temps (stade de jeunesse)
2- À l’étape de maturité,
le cours d’eau aplanit ses
reliefs et diminue les
pentes ; il commence à
éroder latéralement
élargissant la vallée et
créant des méandres
Fig. 7-b- stade de maturité d’un cours d’eau

28
3- Le stade de vieillesse de la
vallée est atteint lorsque
celle-ci est plus large que les
plus larges méandres du cours
d’eau ; il y a pénéplanataion
du relief.
Fig. 7-c- stade de vieillesse d’un cours d’eau
Fig. 8- mode de formation de méandres

29
Fig. 9- Evolution des méandres
________________________________________________________________________
4-3- Transport par l’eau
a- Conditions de transport (diagramme de Hjulström T.D.)
b- Modes detransport :
- En solution pour les ions solubles
- Par flottation si la densité de la particule est <1
- En suspension dans l’eau pour les particules fines (argiles, limons…)
- Par saltation lorsque l’écoulement est turbulent (sables graviers)
- Par roulement sur le fond lorsque l’écoulement est laminaire (sables et graviers
- Par traction sur le fond (galets et blocs).
Les eaux courantes usent très difficilement les matériaux qu’elles transportent, cette usure
conduit à :
* des grains de sable (0,062mm < diamètre < 2mm) Emoussés
Luisants (E.L.)
* galets (diamètre >2mm) asymétriques

30
IV – 5- Sédimentation en milieux fluviatile et fluviomarin
Les sédiments fluviatiles se répartissent comme suit :
a- cônes de déjection localisés aux débouchés (embouchures) des affluents dans la
vallée principale et aux endroits où la vallée s’ouvre sur le piémont ; ils ont une forme
en éventail.
b- plaines alluviales caractérisées par les sédiments du lit de la vallée, ils varient en
fonction du temps et de l’espace
* En fonction de l’espace
Fig. 10- répartition des alluvions sur une coupe longitudinale d’un cours d’eau
* En fonction du temps
- En un même point du fleuve, le débit et la vitesse du courant varient en fonction des
variations pluviométriques ; au moment des crues seuls les éléments grossiers peuvent se
déposer, quand le débit et la vitesse diminuent les éléments de plus en plus fins se déposent
et il s’en suit une superposition de couches élémentaires à granulométrie variable.
Fig. 11- coupe transversale au niveau d’un chenal de rivière
- Les chenaux peuvent subir des déplacements latéraux à l’intérieur du Lit majeur
(divagation) conduisant à la formation de dépôts en stratification entrecroisée.
Fig.12- dépôts de chenaux en stratification entrecroisée

31
- Au cours des temps géologiques se succèdent des phases d’érosion et des phases de
sédimentation; ceci conduit respectivement au creusement des vallées et à la formation des
terrasses fluviatiles (fig. 13)
Courbe d’évolution
du niveau de base
Fig. 13- Différents types de terrasses fluviatiles
La formation de ces terrasses peut être due aux changements eustatiques (niveau
de la mer), climatiques ou à la tectonique.
c- les dépôts d’embouchures
La nature de l’embouchure dépend du débit solide du cours d’eau et de l’énergie des
courants marins au niveau de la côte :
* si les courants marins sont si forts pour déblayer et redistribuer les matériaux apportés
par le fleuve, on parle d’Estuaire ; dans ce cas il y a pénétration du milieu marin dans
le milieu continental ;
* si le débit solide du fleuve est important et les courants marins sont faibles, les
sédiments s’accumulent et aboutissent à la formation d’un Delta. Dans ce cas, le milieu
continental gagne du terrain sur le milieu marin.
Courbe d’évolution
du niveau de base
Creusement
Accumulation
Fig. 13a- Mécanisme
de formation des
Terrasses emboitées
Fig. 13b- Mécanisme
de formation des
Terrasses étagées
Creusement
Accumulation

32
V- ACTION GEOLOGIQUE DES EAUX SOUTERRAINES
Les eaux souterraines proviennent essentiellement de l’infiltration des eaux
météoriques ; une fois dans le sous-sol, elles peuvent former des nappes aquifères quasi
immobiles qui alimentent les sources et les puits, ou bien encore circuler en creusant les
roches (morphologie karstique).
V- 1- Nappes aquifères
Une nappe aquifère est constituée par l’ensemble de l’eau qui occupe les
interstices des roches poreuses et le réseau de fracturation des roches dures.
a- nappe phréatique (= nappe libre) ; Fig. 1 ; 2.
C’est la nappe qui occupe les roches perméables superficielles. Son niveau (appelé niveau
piézomètrique) varie en fonction des variations des précipitations (battement de la nappe)
et suit, avec une certaine atténuation les irrégularités topographiques
Fig. 1- Nappes phréatique
b- nappe captive ; Fig. 2
Une nappe est dite captive lorsque son niveau piézomètrique est situé au dessus du toit
(limite supérieure) de la couche qui la contient.
Fig. 2- Différents types de nappes souterraines
c- nappe artésienne ; Fig. 2
La nappe captive devient artésienne lorsque son niveau piézomètrique est situé au dessus
du niveau du sol (c.a.d. au dessus de la surface topographique).
Les situations relatives aux nappes captive et artésienne nécessitent que les couches par
dessus la couche réservoir (qui contient l’eau) soient imperméables (étanches ; ex. les
argiles) ; dans ces cas l’eau est donc sous pression dans la roche et peut en cas de forage ou
de sondage jaillir jusqu’à atteindre le niveau piézométrique.

33
d- nappe alluviale
C’est la nappe qui s’étend dans les alluvions d’un cours d’eau ; tout au long de la rivière,
l’eau peut disparaître dans les alluvions superficielles ou ressortir à l’air libre sous forme de
résurgences contrairement aux exurgences dont l’origine est plus profonde dans la roche.
V- 2- Morphologie karstique ; Fig. 3
Fig. 3- Morphologie karstique
VI- MILIEU LAGUNAIRE
Les lagunes sont des étendues d’eau en relation restreinte avec la mer
L’eau de la lagune est sous-salée (eau saumâtre) lorsque les apports d’eau douce dominent ;
elle est sur-salée (saumure) lorsque les apports d’eau de mer et l’évaporation dominent ;
dans ce dernier cas les ions K+, Na+, Ca++, Cl¯… précipitent et donnent naissances aux
sédiments et roches dites évaporitiques qui cristallisent dans l’ordre suivant 1- Gypse
CaSO4 2H2O
2- Anhydrite CaSO4
3- Halite NaCl
4- Sylvinite NaKCl2
5- Sylvite (Sylvine) KCl

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