Cours SVE3 - géoressources. (5)

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Morphologie littorale : introduction Le domaine littoral est constitué par la zone de contact entre la mer et la terre. Sa longueur totale dans le monde s'élève à environ 504 000 km, soit l'équivalent de 12 fois le tour de la Planète, au niveau de l'équateur. Les littoraux présentent des formes extrêmement variées. Aiguilles de Tabarka - Tunisie

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Géomorphologie des fonds océaniques : dorsale, canyon sous-marin, ride, fosse hadale, rift, dorsale océanique, plaine abyssale, guyot, … 1 - Plateau continental 2 – Talus continental 3 – Plaine abyssale 1 2 3

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Plateau continental : Le plateau continental est le prolongement du continent dans le domaine marin, avec toutes les propriétés continentales (lithologie, épaisseur des formations, tectonique, …). La transition vers l'océan se fait de façon graduelle (pente très modérée), dans le cas d’une marge passive (c’est le cas de la Tunisie), ou d’une manière brutale, dans le cas d’une marge active (cas du Japon, par exemple). Le plateau continental est habituellement recouvert d'une faible colonne d'eau dont l’épaisseur est de l'ordre d'une centaine de mètres (en tous cas, ne dépassant pas, conventionnellement, les 200 m). Les zones côtières représentent à peine 10 % de la surface totale des mers et océans, mais recèlent autour de 90 % des toutes les espèces marines, en raison de leur richesse en nutriments. Talus continental (ou pente continentale ) : Il s’agit d’un grand escarpement tourné vers le large, avec une pente de l’ordre de 5°, constituant un relais morphologique entre le plateau continental et la plaine abyssale et pouvant être entaillé, ici et là, par des canyons sous-marins. Au pied du talus continental, il y a formation d’un cône de sédimentation : le glacis continental , où les dépôts sédimentaires peuvent avoir lieu de manière brutale, en provoquant parfois des avalanches et même en déclenchant accessoirement des tsunami.

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Plaine abyssale : C’est la zone aplanie des grandes profondeurs océaniques, généralement, au delà de 2500 m et jusqu’à 6000 m, qui se situe entre les marges continentales et les dorsales océaniques. Dorsales médio-océaniques : Les dorsales océaniques (ou souvent médio-océaniques, même si elles n’occupent pas toujours une position médiane dans les océans) désignent des chaînes sous-marines existant dans tous les bassins océaniques et qui s’étendent sur près de 60 000 km. Les dorsales se développent à la limite entre 2 plaques lithosphériques divergentes et représentent l’un des environnements les plus actifs de la Terre (séismes, volcanisme, hydrothermalisme, …). Canyon sous-marin

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Mais, en plus de ces facteurs prépondérants, d’autres facteurs viennent plus ou moins amplifier l’impact de ces agents, à commencer par le contexte climatique et les conditions météorologiques qui en découlent, et en intégrant les données géologiques et écologiques locales ou la nature des aménagements littoraux ou toute forme d'anthropisation du milieu, … Il s’agit-là de facteurs et processus peuvent intervenir directement ou indirectement dans l'évolution du domaine littoral. Les principaux agents influençant l'évolution des morphologies littorales sont les courants marins (les marées, particulièrement), les houles et les trains de vagues ainsi que les vents. Mécanismes de la dynamique littorale :

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Les vents sont des agents atmosphériques exerçant une action morphogénétique importante, directe ou indirecte, dans la zone littorale. Ils sont directement actifs sur les matériaux meubles et renforcent l'action des vagues et modifie le niveau atteint par la pleine mer. Lorsque le niveau de la mer est plus haut que la moyenne correspondante, on parle de surcote , alors que dans le cas inverse, on parle de décote . Les tempêtes sont particulièrement responsables de surcotes pouvant atteindre localement quelques mètres et sont responsables de modifications morphologiques d’importance. Les vents marins soufflant perpendiculairement au rivage accentuent l’agressivité des vagues, engendrant localement l'amaigrissement des plages, alors que les vents de terre contribuent à ralentir le train des vagues et favorisent localement l’engraissement des plages.

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Déferlement de vague Le littoral n'est pas une limite rectiligne stable mais une bande de terrain à l'intérieur de laquelle la ligne de contact entre le continent et la mer se déplace constamment.

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Morphologie côtière : Les plages sont des estrans constitués de sédiments meubles dont la taille varie entre celle des sables fins et des galets (0.2 mm à 20 cm). On parle de grève lorsque les estrans sont constitués exclusivement de galets. Les plages se forment lorsque l'accumulation des sédiments l'emporte sur celui de l'érosion engendrée par l’action des vagues et des courants littoraux: on parle d' engraissement , lorsque le volume de sédiments de la plage augmente, et d' amaigrissement quand on assiste au processus inverse. Morphologiquement, une plage comprend 2 zones principales : le bas de plage submergé à chaque marée et le haut de plage atteint uniquement par les marées de vive-eau ou lors des tempêtes. Les 2 zones sont séparées par une ligne de flexion. Le bas de plage est submergé à chaque marée ; le haut de plage est constitué d'un bourrelet dû à l'accumulation de sédiments apportés par les mers les plus hautes ou les fortes tempêtes. Des ressauts , ou gradins de plage , résultent essentiellement de l’action des marées ou faibles tempêtes. L'avant-plage, qui est le prolongement en mer du bas de plage, est une zone constamment immergée et souvent accidentée par des crêtes et des sillons prélittoraux , d'ordre métrique, parallèles ou presque au rivage.

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Le trait de côte (ligne fixe séparant le domaine terrestre du domaine marin) n'existe que sur les cartes topographiques ou marines et cela correspond conventionnellement la limite atteinte par les plus hautes mers. Les zones littorales évoluent principalement sous l'effet des marées, des vagues, des courants et du vent. Les variations locales du niveau marin dues aux marées sont responsables du déplacement de la ligne de contact entre le continent et la mer. Les mouvements des marées sont des oscillations périodiques des eaux résultant principalement des forces de gravitation exercées par la lune et le soleil sur l'hydrosphère marine. La zone littorale concernée par ces variations (découverte à marée basse ; recouverte à marée haute) est appelée estran ou zone intertidale . L’estran peut être sableux, rocheux ou vaseux et son étendue varie en fonction de la pente et l’importance de l’amplitude des marées (marnage). (Zone intertidale) Marnage

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Dynamique des vagues en zone côtière ( Thurman et Trujillo, 1999)

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Les vagues sont des agents essentiels dans la dynamique littorale. Il s’agit d’oscillations qui se forment sous l‘action du vent sur la surface de l’eau. Les vagues se forment à partir du moment où la vitesse du vent atteint ou dépasse environ 7 km/h . Si la vitesse du vent souffle à moindre vitesse, il se forme une simple agitation irrégulière à la surface de l'eau, nommée clapot. En se propageant à partir de leur lieu de formation, les vagues donnent naissance aux houles. Les houles sont constituées d'un train de vagues et sont caractérisées par leurs amplitudes (H) , leurs longueurs d'onde (L) , leurs périodes (T) et leurs vitesses de propagation (S) . Les houles n’agitent en réalité qu’une tranche d'eau sur une hauteur égale à la moitié de leurs longueurs d'onde. Une fois formées, les houles peuvent se propager sur des centaines, voire des milliers de km, et subsister plusieurs jours après que le vent responsable de leur formation ait cessé, mais leur amplitude diminue avec le temps et la distance parcourue. Par endroits, la mer peut être agitée par des houles provenant de plusieurs directions, on parle alors de houles croisées (ou confuses). A l'approche des rivages, et dès que la houle atteint les zones où la profondeur de l’eau est inférieure à la demi-longueur d'onde de la houle, on assiste à une déformation de la houle provoquant le déferlement des vagues.

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Impacts dynamiques et morphologiques des vagues en zone côtière : A l’approche des côtes, les vagues subissent des perturbations affectant leur direction et agissant sur la distribution des sédiments côtiers. Les principaux phénomènes affectent la direction de la houle à l'approche des côtes sont la réfraction, la réflexion et la diffraction. La réfraction est un changement de direction contrôlé par la topographie sous-marine. Elle intervient quand la profondeur d’eau est faible (inférieure à la moitié de la longueur d'onde) et que les isobathes ne sont pas parallèles aux crêtes des vagues. Dans ce cas, le déferlement des vagues s’accompagne de la tendance des crêtes de vagues à être disposées parallèlement aux isobathes (par voie de concentration ou de dispersion). La réflexion intervient lorsque les vagues rencontrent un obstacle, naturel ou artificiel. L'angle de réflexion est égal à l'angle d'incidence et plus la longueur d'onde de la houle est grande, mieux la houle est réfléchie. La diffraction se produit lorsque la houle contourne un obstacle et se traduit par un changement de direction des vagues ainsi que leur amortissent assez rapidement. En rapport avec cette dynamique de la houle à l’approche des zones côtières, les vagues constituent le principal agent d'érosion du littoral. Elles sont responsables de l’ érosion, de la ( re )mobilisation et du transportent du matériel sédimentaire qu’elles prennent en charge.

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– 1 – Diffraction – 2 – Réflexion – 3 – Réfraction (concentration) – 4 – Réfraction (dispersion) Dispersion du train de vagues à l’approche de la côte

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Les vagues constituent les agents d'action morphologique côtière les plus efficaces. Cette action n’épargne aucun type de côtes. Cela concerne l’alimentation et le remodelage des plages de sable, l’érosion des côtes rocheuses et la dégradation des falaises. Mais l'intensité de l'action érosive varie en fonction de nombreux facteurs : L’efficacité de l’action des vagues dépend directement de la topographie sous-marine, en ce sens que celle-ci affecte la trajectoire de la houle, entrainant soit une dispersion soit une concentration de l'énergie libérée par les vagues. Ainsi, les caps sont plus exposés à l’érosion que les baies, où on assiste plutôt à l'accumulation des sédiments. Par ailleurs, lors des tempêtes couplées aux grandes marées, l’efficacité de l'action des vagues atteint son maximum d’intensité. Le mode de déferlement des vagues dépend également de la pente (profil) de l'avant-côte : en cas de forte pente , les vagues déferlent en volute , avec libération brutale de leurs énergies ; par contre, en cas de côtes à pente plus faible , les vagues déferlent en se déversant progressivement.

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Le déversement des lames d'eau sur la plage par les vagues se fait en 2 temps : un avancement, puis un recul. C'est le phénomène de swash , composé du jet de rive (mouvement ascendant ou uprush ) et du retrait (mouvement descendant ou backwash ). Sous l’impulsion des vagues, le jet de rive est un mouvement turbulent suffisamment énergique pour ( re )mobiliser et de déplacer des sables, des graviers ou même des galets, voire parfois des blocs entiers. A l’inverse, le retrait est souvent plus calme.

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Dérive littorale le long d’une plage (d’après Paskoff , 1998) Les courants marins affectant les circulations des eaux marines et océaniques sont principalement des agents de transport de sédiments fins ou très fins, mais n'exercent pratiquement pas d'actions morphologiques directes sur les côtes. A l’inverse, la dérive littorale qui est un courant côtier induit par les vagues abordant les rivages avec obliquité, joue un rôle très important dans le transport des sédiments mobilisés lors du déferlement des vagues, en engendrant des déplacements parallèles aux rivages correspondant au transit sédimentaire. Le sens de ses déplacements peut s'inverser, en rapport avec l’incidence de la houle, provoquant ainsi des figures sédimentaires caractéristiques.

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Les courants de retour dits d' arrachement ramènent vers le large les eaux apportées par le jet de rive ( swash ) sur les plages et s’organisent généralement en bandes étroites (jusqu'à 30 m), perpendiculairement aux rivages, en entraînant une partie des sédiments assez loin des rivages. Les courants de marée , engendrés par les oscillations périodiques du niveau de la mer, ont la particularité d'être réversibles ( marée montante / marée descendante ). Le courant induit par la marée montante est le flot , alors que le courant associé à la marée descendante est le jusant . Ces courants peuvent être très violents, en particulier lorsqu'ils traversent des couloirs étroits ou des resserrements morphologiques. Ils sont capables d'éroder les plages, d'approfondir davantage les fonds marins meubles en creusant des chenaux ou en contribuant à la formation de dunes sableuses sous-marines ( dunes hydrauliques ). Les flèches sableuses littorales sont des formes particulières de plages caractérisées par l'existence d'une réserve de sable importante. Il s'agit de cordons sableux, libres à une de leur extrémité, qui se forment et évoluent principalement sous l'action de la dérive littorale, à partir d'un point d'ancrage situé sur le littoral.

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Flèche sableuse en cours de formation en Sicile - Italie

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Les falaises sont des morphologies littorales particulières constituées d’escarpements côtiers et résultant de processus d'érosion impliquant le recul des falaises parallèlement à elles-mêmes. Le terme falaise, consacré aux formes littorales, est approximativement équivalent à celui de corniche ou paroi plutôt réservés pour désigner des reliefs analogues continentaux. En fonction de leur hauteur, Paskoff (1998) distingue les micro-falaises (quelques dm), des falaises hautes (jusqu'à 500 m) et des mégafalaises (+ 500 m). Mais, en fonction des interactions des falaises avec l’action de l’eau, on distingue souvent : les falaises vives , régulièrement battues par la mer, les falaises stabilisées , et qui ne sont que rarement atteintes par la mer, en cas de tempêtes, les falaises mortes , définitivement éloignées du rivage. Falaise de Sidi Bou Saïd - Tunisie

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Falaise vive en « piles d’assiettes » (Saint-Jean-de-Luz – France) Falaise vive (Côte Basque – France) Falaise morte (Pointe Saint-Clément – France)

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Evolution morphologique des falaises : L'évolution morphologique des falaises est contrôlée par leurs caractéristiques structurales et dépend étroitement de la nature lithologique des roches qui les constituent. Dans les formations meubles (sables, argiles, limons, …), le recul est plus rapide et le profil moins raide que dans le cas de matériaux plus résistants (granites, basaltes, grès, dolomies, calcaires, …). Les falaises constituées d'un même type de matériau sur la totalité de leur hauteur présentent souvent un profil régulier, alors que celles comportant des alternances de faciès plus ou moins résistantes présentent plutôt des profils plus irréguliers.

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Morphologie des embouchures fluviales : En fonction du type d'interaction entre la dynamique marine (marées) et la dynamique fluviale, on distingue 2 catégories d'embouchures : les estuaires et les deltas. A - Les estuaires : Un estuaire correspond à une terminaison fluviale qui tire son origine du latin aestus signifiant marée, caractérisée par des échanges très importants entre le domaine continentale et le domaine marin, où les phénomènes marins prédominent les phénomènes fluviaux. Le mélange d’eaux douces et salées engendre la formation, à l’endroit des estuaires, des bouchons vaseux correspondant à une zone de maximum de turbidité. Exemple : sur la Gironde (France), en période d'étiage ( période de l’année où le débit du cours d'eau atteint son point le plus bas ), l'eau salée remonte le fleuve sur une distance de 75 km, alors que la marée dynamique se fait sentir sur plus de 150 km. Profil théorique du « coin salé » dans un estuaire (d’après Larras , 1964)

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Comportement du bouchon vaseux à l’endroit de l’estuaire de Gironde - France

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Conditions de formation des bouchon vaseux dans les estuaires : Le bouchon vaseux est le résultat direct de la turbidité des eaux (la teneur des eaux en toutes sortes de matières en suspension, de nature minérale ou biologique, souvent présentes sous forme de particules colloïdales, empêchant la diffusion normale de la lumière). Cette turbidité atteint son niveau maximum dans les estuaires et son domaine d’étendue est contrôlé à la fois par l’intensité des courants de marées et des variations du débit du cours d’eau. Les apports sédimentaires dans les estuaires ont à la fois des origines continentales et marines, et, en raison de la très faible pente des cours d’eau à ces endroits, ces apports sont constitués principalement de particules de taille réduite (argiles, limons et sables). Ainsi, le courant de marée, remontant à contre sens fluvial sur le fond du cours d’eau, va s’opposer à la décantation d'une forte proportion de ces particules fines qui restent en suspension formant ainsi un bouchon vaseux. L’intensité et le déplacement des bouchons vaseux sont contrôlée par le régime des marées et des variations du débit du cours d’eau : en périodes de crues coïncidant avec les marées hautes, le bouchon est souvent expulsé vers le large, alors que pendant les périodes d'étiage coïncidant avec de faibles courants de marées, le bouchon est le plus volumineux. Cette situation est, par ailleurs, souvent amplifiée par les aménagements côtiers et prend une dimension environnementale évidente en cas d’interférences de rejets de substances polluantes de toutes sortes.

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Morphologie typique de marais : schorres végétalisées et chenaux vaseux de type slikke Microfalaise Formation et morphologie des marais maritimes : Les marais maritimes sont des zones basses, très faiblement inclinées, périodiquement submergées par la marée et constituées de sédiments fins d'origine marine ou fluvio-marine. Ces marais se forment dans les parties de côtes à l’abri de l’action des houles, particulièrement au niveau des baies, les bords d'estuaires ou derrière les flèches sableuses. Le développement des marais est associé à l'importance des marées, d’où la présence limitée sur le littoral méditerranéen, comme c’est le cas en Tunisie, où on assiste plutôt à la formation de lagunes, suite à une évolution morphologique, favorisant davantage d’isolement par rapport aux marais, sauf en cas de tempêtes où les lagunes, autant que les marais, sont souvent inondées.

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La morphologie des marais maritimes est caractérisée par 2 compartiments pouvant être séparés par une microfalaise ou une zone de transition en pente douce (haute slikke) : les schorres (du néerlandais schor = pré-salé), inondés uniquement lors des marées de vives-eaux ou des tempêtes, et les slikkes (du néerlandais slijk = vase), recouvertes d’eaux marines, à chaque marée. La slikke se situe dans la zone intertidale et est donc inondée lors de chaque marée haute. Cette zone est constituée de matériel vaseux, gorgé d'eau et sillonné par des chenaux qui forment un réseau hydrographique souvent constitué en chenaux de flot et en chenaux de jusant. Le schorre n'est inondé que lors des marées de vives-eaux ou lors des tempêtes. Par opposition à la slikke, le schorre est recouvert de végétations halophiles (tolérant les fortes salinités) qui ont l’avantage de fixer le sol. Morphologie d’un marais maritime en zone tempérée (d’après Guilcher , 1979).

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1 5 6 Estuaire de la Sienne - France Maris Poitevin - France Les morphologies de marais maritimes se développent particulièrement en cas de littoral soumis à un régime de marées et disposant d’embouchures de cours d’eau de type estuarien. Le Golfe de Gabès, en Tunisie, présente les plus forts marnages en Méditerranée, mais cela reste modeste (amplitude maximale de l’ordre de 2 m), de sorte qu’un tel type de morphologie n’est pas toujours différencié par rapport à celui des lagunes et sebkhas.

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Morphologie côtière de type marécageux de Sebkhat El Guettiate et de la lagune El Hicha (Golfe de Gabès ; d’après ZAÎBI, KAMOUN, CARBONEL et MONTACER, 2011)

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Association d’organismes marins Association d’organismes lagunaires Association d’organismes saumâtres Reconstitution schématique des étapes de l’évolution morphologique de Sebkhat El Guettiate (Golfe de Gabès) à partir de l'étude des assemblages des Ostracodes = Arthropodes (crustacés) aquatiques de taille millimétrique. (d’après ZAÎBI, KAMOUN, CARBONEL et MONTACER, 2011).

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Les morphologies de type deltaïque : Les deltas correspondent à une accumulation d’importantes masses de sédiments d'origine essentiellement continentale formant une morphologie côtière plus ou moins saillante à l'embouchure des grands fleuves. Quand les conditions de formation des deltas sont suffisamment favorables, on assiste à la mise en place de domaines deltaïques aux dimensions exceptionnelles. C’est le cas, par exemple, du delta du Gange , le plus grand au monde, formé par les sédiments transportés par le Gange et le Brahmapoutre , et qui s'étend sur 90 000 km 2 . C’est le cas également du delta du Mississippi qui s’étend sur environ 140 km à l'intérieur du Golfe du Mexique, sur une surface de plus de 30 000 km 2 . Les morphologies deltaïques résultent principalement de la conjonction d’un certain nombre de facteurs : une terminaison du cours d’eau en domaine de plate-forme (plateau continental) bien développée, ayant une topographie en pente douce, un régime assez faible de courants marins, en particulier des faibles courants de marée, de sorte à ne pas favoriser la dispersion des sédiments transportés par le fleuve, la dérive littorale ou la formation de bouchons de vase, des apports fluviaux abondants, en rapport avec l’énergie fluviale, la nature lithologie des terrains traversés par le cours d’eau, les conditions climatiques, la couverture végétale, … Exemple de petit delta de type lacustre : cas du Delta de la Reuss - Suisse

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La morphologie des deltas est déterminée par le type d'interactions entre les dynamiques fluviales et marines. Etant à cheval entre terre et mer, la plaine deltaïque est constituée d’une partie émergée et une autre immergée. Dans la partie émergée, la plaine deltaïque présente une pente très faible et est constituée majoritairement de sédiments fins. Les fleuves y dessinent très souvent des méandres . Delta du Gange

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La morphologie de la partie émergée d’un delta est le résultat de l'interactions existant entre les dynamiques fluviales et marines. Ainsi, on distingue principalement les types de deltas suivants : les deltas simples , de formes triangulaires, qui prennent naissance lorsque le delta est principalement le résultat de l'alluvionnement du bras principal du fleuve, alors que les bras secondaires, s'ils sont présents, ne jouent qu'un rôle annexe. Elles sont le signe d'actions marines efficaces (cas du delta du Sao Francisco, Brésil) ; les deltas lobés , les plus fréquents, résultant de l'efficacité des courants marins, responsable d’une redistribution des apports sédimentaires fluviaux (cas du delta du Nil) ; les deltas digités (en "pattes d'oies" ) , où les courants fluviatiles sont prédominants et résultant d’apports sédimentaires très importants dans des eaux relativement calmes (cas du delta du Mississippi). Delta à dominance de marées. Delta à dominance fluviatile Delta à dominance de vagues

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Delta de Sao Fransisco - Brésil Delta du Nil - Egypte Fleuve Houle Marée Delta du Gange - Brahmapoutre - Inde Delta du Mississippi - USA     Sao Francisco Gange- Brahmapoutre Mississippi Nil Représentation des différents types de deltas sur un diagramme de Galloway (1975)

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La Medjerda est l’unique oued en Tunisie dont l’écoulement est permanent sur l'ensemble de son cours, ce qui lui donne le profil d'un fleuve. Sa source est située en Algérie, mais son lit s’étend principalement sur le territoire tunisien (350 sur la totalité des 460 km de son étendue).

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Réseau hydrographique général de Tunisie

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La morphologie fluviatile : Le bassin versant (ou bassin d'alimentation ou bassin hydrographique ou bassin hydrologique) d'un cours d'eau correspond à sa surface d'alimentation. Cela correspond sur une carte topographique à la délimitation des lignes de crête bordant le cours d'eau en question. Lorsqu'une partie de l'écoulement est L’ embouchure d’un cours d’eau correspond à l’endroit où celui-ci se jette (dans un lac, un sebkha, une mer ou un océan). L'écoulement d’un cours d'eau est pérenne quand il est permanent, sporadique quand il est temporaire et spasmodique quand il est très irrégulier. Un talweg (ou thalweg) correspond à la ligne symbolique suivant la partie la plus basse du lit d'un cours d'eau. Un affluent est un cours d'eau (secondaire) se jetant dans un autre (principal). souterrain, le bassin versant réel peut être différent du bassin versant topographique. Les bassins hydrographiques sont de type exoréique si les cours d’eau s'écoulent jusqu‘en mer, de type endoréique si les cours d’eau se déversent dans des bassins fermés, des sebkhas ou des lacs. Une zone sans écoulement de cours d’eau est qualifiée d' aréique .

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La jonction de deux ou de plusieurs cours d'eau constitue une confluence et le point de jonction de ces cours d’eau constitue le confluent . En fonction de leurs tailles, de leurs modes d'alimentation ou de leurs débits, les cours d’eau sont classés en : ruisseaux : petits cours d'eau peu profonds, à faible débit d’écoulement, mais à écoulement pérenne ; rivières : cours d'eau de moyenne importance s'écoulant de manière continue dans des chenaux naturels ; fleuves : cours d'eau importants, à écoulement continu, formés par la confluence d'un certain nombre de rivières et débouchant dans les mers ou les océans ; torrents : cours d'eau à fortes pentes, à écoulement spasmodique caractérisant les régions montagneuses ; oueds : cours d'eau caractérisant les régions arides ou semi-arides, dont les écoulements sont spasmodiques, comme dans le cas des torrents, et dépendent directement des précipitations. En conséquence, les lits d’oueds sont complètement secs au moins pendant certaines périodes de l'année. Les vitesses d'écoulement dans un cours d'eau ne sont ni régulières ni homogènes. Sur un parcours rectiligne, elles varient latéralement, en étant maximales au centre du cours d'eau et minimales au contact avec les berges, et verticalement, en étant maximales juste sous la surface et minimales au contact avec le fond du lit du cours d'eau.

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Les torrents sont des cours d'eau à forte pente, situés dans des zones montagneuses ou accidentées et caractérisés par un écoulement de type spasmodique. Ils comportent trois parties bien distinctes : le bassin de réception , situé à l'amont, présentant une forme en entonnoir, constituant le réceptacle des précipitations ou éventuellement la fonte des neiges et glaces, le canal (ou chenal) d'écoulement, assez étroit et souvent encaissé, le cône de déjection , situé à l'aval, à l'endroit où la pente diminue et où la charge sédimentaire transportée depuis l'amont est largement déposée. Torrent de Merdenson – Le Valais (Suisse)

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L'écoulement dans les cours d’eau est essentiellement de type turbulent, ce qui provoque une dynamique en tourbillons favorisant la mise en suspension des particules solides et la modification des profils des chenaux. Le profil transversal d’un cours d'eau est constitué du lit mineur , où les eaux s'écoulent lorsque le débit est faible, du lit majeur , occupé lorsque le débit est élevé, et de la plaine alluviale qui peut être inondée lors des crues exceptionnelles. Le lit majeur est souvent encadré par des terrasses qui constituent des témoins d'anciennes plaines alluviales perchées. Coupe transversale dans un lit d’un cours d’eau

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Formation des terrasses au niveau de l’Oued Htab : stratigraphie synthétique des dépôts pléistocènes et holocènes au niveau de Bled Haria . Argiles et gypses Gypses Sables et limons Sables Sables à Helix S ables et argiles Sables fins Argiles et limons Dépôt grossier Datation radiocarbone Site capsien Constructions romaines T : Terrasse du Pléistocène supérieur à l’Holocène T1 : Haute terrasse historique. Les terrasses bordant les cours d’eau se forment sur des étendues planes et assez étroites, et présentent souvent un talus raide. Les terrasses sont souvent formées par des alluvions transportées et déposés par le cours d'eau avant d’être affectés par l'érosion. Plusieurs terrasses peuvent être emboîtées.

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Tracés des cours d’eau : En fonction de la forme des chenaux, la morphologie des tracés des cours d'eau est très variée. On peut ainsi distinguer : des cours d'eau rectilignes , sinueux ou à méandres quand ils présentent un chenal d'écoulement unique, ou des cours d’eau tressés ou anastomosés , quand l'eau s'écoule dans plusieurs chenaux séparés par d'importants bancs d'alluvions émergés en période de basses ou moyennes eaux. Les lignes de vitesse de l'eau dans les rivières à méandres favorisent l'érosion des rives concaves et le dépôt d'alluvions dans les parties convexes. La partie abandonnée par le cours d'eau peut constituer un étang ou un lac, ou, en cas d’assèchement, un bras mort . Tracé et bassin versant de l’Oued Htab (Kasserine)

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Caractéristiques d’un tracé en méandres d’un cours d’eau

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Carte géomorphologique simplifiée de l’Oued Htab - Kasserine (d’après A. Bkhairi et M. R. Karray , 2003) 1 : Point coté 2 : Ecoulement pérenne 3 : Ecoulement intermittent 4 : Limite du fossé de Kasserine 5 : Faille 6 : Terrains crétacés 7 : Dépôts du Pléistocène inférieur et moyen 8 : Dépôts du Pléistocène supérieur 9 : Dépôts holocènes et historiques 10 : Cône de déjection 11 : Glacis 12 : Glacis-cône 13 : Dune d’argiles 14 : Agglomération. Exemple de cartographie géomorphologique d’un bassin versant d’un cours d’eau :

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Principales provinces géomorphologiques tunisiennes

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Chapitre V Risques géologiques Dangers d'instabilités des versants Danger sismique Danger volcanique

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Tout aménagement comporte des risques, dont la nature n’est seule responsable, en ces sens que les choix d’aménagement comporte en eux-mêmes un certain nombre de risques, parfois plus importants que les risques naturels. La géologie doit évaluer les risques naturels est les exigences requises en matière géotechnique pour limiter ces risques et leurs conséquences. L’expertise géologique (cartographie détaillée des terrains, de la morpho-tectonique : failles, diaclases, pendage, cours d’eau, glissements, …., des nappes, des contraintes géologiques de toutes de natures) est à la base de toute étude géotechnique. Toutes les disciplines de Géologie peuvent concourir, à un degré ou un autre, à une meilleure maîtrise des risques liés aux grands travaux et à l’aménagement du territoire : cartographie, pétrographie-minéralogie, tectonique, hydrologie – hydrogéologie, sédimentologie, stratigraphie, géochimie, ….

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E ffondrement d'un pont en construction dans le sud du Vietnam : a u moins 52 morts (25 – 09 – 2007)

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Effondrement d'un pont en Chine (haut de 42 m et long de 320m, en construction sur la rivière Tuo ) : au moins 22 morts (14 – 08 – 2007)

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L’effondrement d’un pont à Minneapolis a fait plusieurs morts et des dizaines de blessés. (Photo : Reuters – 02 août 2007)

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Pont de Pirmil (Nantes – France) : carte postale ancienne

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Pont de Cheviré , en construction Nantes – France)

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Séisme à Bam – Iran (2003)

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Andorre (07 novembre 2009) - L’effondrement d’un pont en construction a tué cinq ouvriers / © AFP

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The result of a void migrating to the surface in old mine workings beneath a suburb of Glasgow (British Geological Survey , 1996).

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