Les reliefs arides et le cycle de l'érosion

William M. Davis a considéré le cycle aride comme une modification imposée au cycle humide. Le cycle aride idéal de Davis existe dans un désert, en particulier dans l'ouest des États-Unis.

Davis a trouvé quelques différences significatives entre le cycle dans les régions arides et les régions humides, à savoir des différences dans la manière de ruissellement, un soulagement maximum chez les jeunes plutôt qu'à maturité, le relief diminuant au fur et à mesure que le cycle progressait, le drainage qui en résultait s'écoulait dans des bassins clos quelques cours d'eau antécédents, les hautes terres activement disséquées chez les jeunes et l'aggradation du bassin, le manque de ruisseaux continus entraînant des niveaux de base locaux d'érosion et l'élévation continue des niveaux de base locaux, principalement en raison de l'aggradation du bassin.

Dernièrement, on a beaucoup insisté sur la formation et l’extension des frontons en tant que processus géomorphique majeur du cycle aride. LC King a été le partisan le plus ardent du cycle de la planification. Selon King, au cours de la jeunesse, il se produit une incision de rivière qui provoque le développement de la vallée, un relief croissant et le début du processus de formation de frontons latéraux des deux côtés de la vallée.

Au stade de maturité, les étendues de collines entre rames se rétrécissent en raison de l'extension du fronton par le rapt de l'escargot et la topographie initiale est presque détruite. Dans la vieillesse, les hautes terres résiduelles appartenant à la topographie d'origine disparaissent à mesure que les escarpements du piémont sont entrecoupés des côtés opposés des hautes terres. Les frontons s'unissent, ce qui aboutit à la formation d'une topographie multiconcave à laquelle le terme «pénéplaine» est généralement utilisé.

Lawson a utilisé le terme panfan pour désigner la fin du stade de développement géomorphique dans une région aride de la même manière que la pénéplaine se trouve à la fin du processus général de dégradation dans une région humide.

Le cycle d'érosion de la savane est lié au développement du paysage dans les régions semi-arides de la savane africaine. Les opinions sur le mode d’origine de l’évolution morphologique des paysages de la savane sont très diverses. Auparavant, les experts avaient associé le mode de développement du relief de cette région au cycle géomorphique sec, mais les géomorphologues plaident aujourd'hui en faveur d'un cycle d'érosion distinct, tenant compte des reliefs typiques des terres de savane façonnées par un climat typique (saisons sèches et humides caractérisées par moyenne annuelle élevée) dans la région.

Certains géomorphologues ont utilisé le terme pénéplaine du désert pour décrire la topographie érosionnelle de l'Afrique produite par l'action du vent. JH Maxson et GH Anderson (1935) et AD Howard (1942) ont proposé le terme pedeplain pour décrire les frontons coalescents. Une rupture de pente soudaine existe au niveau de la zone de contact du fronton et de son front de montagne attenant. LC King attribue ce phénomène à la modification de la nature du débit d’eau, c’est-à-dire un flux linéaire turbulent extrêmement érosif par rapport à un flux laminaire moins érosif sur la zone du fronton.

Selon Kirk Bryan (1940), ces points de nœuds sont le produit du passage d'un lavage de pluie non concentré dans des terres escarpées à un écoulement plus efficace des ruisseaux éphémères dans la zone du fronton. Selon JC Pugh (1966), le changement soudain du débit de l'eau du front de montagne au fronton est la conséquence, plutôt que la cause, du changement de pente. BP Buxton (1958) et CR Twidale (1964) l'attribuent à une intempéries intense au pied de la montagne résultant de l'accumulation d'eau s'écoulant de la montagne.

Bailey Willis (1936) a inventé le terme bornhardt pour faire référence aux collines résiduelles qui dépassent la topographie dénudée, que l’on pense être des frontons et des peneplains. Au cours des décennies suivantes, deux autres théories ont été avancées concernant l'origine des bornhardts. Les vues de LC King (1948) selon lesquelles les restes dénudés d’un fronton ou d’un pedeplain se développent parallèlement au retrait de la pente du front de montagne, comme le suggère Penck, ont été largement acceptées par les géomorphologues et les géologues.

L’autre point de vue suggère qu’il existe deux cycles impliqués dans la formation de bornhardt, à savoir: (i) une altération profonde se produit dans le sous-sol et (ii) les matériaux altérés sont emportés, laissant la masse non recouverte sous le nom de bornhardt. King s'oppose toutefois à cette opinion en faisant valoir que les bornhardts ont une hauteur de 1 000 à 1 500 pieds dans les cas extrêmes, ce qui dissimule toute possibilité de vieillissement sous la surface du sol. Donc, il pensait que la pré-altération pouvait être impliquée dans les tors et les formations de pierre de noyau, mais il pensait que les bornhardts appartenaient à un ensemble différent de reliefs.

Malgré toutes les différences, il est évident que les bornhardts sont constitués de roches résistantes, massives et monilithiques. MF Thomas (1966) s'est opposé aux idées de pédaleplanation de LC King. Thomas a déclaré que les frontons de la savane nigériane ne sont ni des pentes basales, ni le double processus de pédaleplanation, c’est-à-dire le retrait de l’escargot et le pédéplanage proposés par King. Selon lui, ce sont des pistes de lavage concaves qui ont vu le jour grâce à l'enlèvement des matériaux altérés. Thomas a fait valoir que les paysages de savane sont le produit de la gravure à l'eau-forte et de l'enlèvement des produits gravés par les ruisseaux et le lavage en surface, ce qui conduit à la formation de la gravure à l'eau-forte et non à la pédale.

Des divergences d'opinions existent également en ce qui concerne l'origine de l'inselberlandschaft de l'Afrique tropicale. On pense maintenant que le vent, considéré comme le principal agent d'érosion des premières années, joue un rôle moins important dans la formation d'inselberglandschaft. RF Peel (1960, 1966) considérait les inselbergs dans les paysages de savane comme étant en fait les produits des conditions climatiques humides prédominantes durant la période quaternaire, époque à laquelle les rivières étaient courantes et à dominante.

Termes importants associés à la topographie aride:

Pour mieux comprendre les formes de relief produites dans les régions arides et semi-arides par les intempéries et l'action de l'eau, certaines des caractéristiques résultantes sont décrites ci-dessous. Sans une compréhension adéquate de ces reliefs, le cycle aride de l'érosion ne peut être complètement compris. '

Topographie Badiand:

Dans les régions arides, des tempêtes de pluie occasionnelles produisent de nombreuses rigoles et canaux qui érodent considérablement les formations sédimentaires faibles. Les ravins et les ravines se développent par érosion fluviale linéaire conduisant à la formation de badi et de topographie.

Bolons et Playas:

Les bassins intermontains dans les régions sèches sont généralement appelés bolons. Trois reliefs uniques à savoir. les frontons, les bajadas et les playas se trouvent généralement dans ces bassins. De petits ruisseaux éphémères se déversent dans des bolons, où de l'eau s'accumule pour former des playas. Ils s'appellent khabari et mamlaha dans les déserts arabes tandis qu'ils s'appellent des puits dans le désert du Sahara. Après l'évaporation de l'eau, les playas couvertes de sel s'appellent des salinas.

Bajada:

Les Bajadas sont des plaines sédimentaires légèrement inclinées situées entre les frontons et la playa.

Plusieurs ventilateurs alluviaux s'unissent pour former une bajada. La pente de la pente dans sa partie supérieure va de 8 ° à 10 ° alors qu'elle atteint 1 ° à zéro en bas.

Frontons:

Le terme fronton fut utilisé pour la première fois par GK Gilbert en 1882. La forme et la fonction ne font aucune différence entre un fronton et un éventail alluvial; cependant, le fronton est un relief érosionnel, tandis que le ventilateur est constructif. Un vrai fronton est une surface rocheuse au pied des montagnes. Le fronton est une pente de dérivation ou de transport sous forme de fines couches de débris qui coulent le long de la pente sur plusieurs kilomètres de long.

Travaux érosionnels du vent:

Le vent ou l'érosion éolienne se déroule de trois manières, à savoir: (1) dégonflage, (2) abrasion ou sablage, et (3) attrition. La déflation fait référence au processus d'élimination, de levage et d'emportement des particules de poussière sèches et non triées par le vent. Il provoque des dépressions appelées éruptions. Lorsque le vent chargé de grains de sable érode la roche par des mécanismes tels que l’abrasion, la formation de cannelures, le rainurage, le piqûre et le polissage, l’impact combiné de ces mécanismes est appelé abrasion ou sablage au jet. L’attrition fait référence à l’usure des particules de sable lorsqu’elles sont transportées par le vent, principalement par des processus tels que la salation (sables et graviers se déplaçant par sauts, sauts et sautillements) et le fluage de surface (impliquant le déplacement de particules relativement plus grosses à la surface).

Relief érosionnel:

Voici les principaux reliefs produits par l’érosion éolienne.

Bassins de déflation:

Ils sont également connus comme des éruptions et des creux dans le désert, dont la taille varie du plus petit («baleines de bison» des Grandes Plaines américaines) aux très grandes dépressions telles que «pang kiang ¹ du désert mongol». Dans les zones où la déflation a été active et où la surface du désert est remplie de fragments lâches, on trouve des dépôts retardés. Ainsi, les pavés du désert se forment lorsque les cailloux roulent et se bousculent.

Champignons:

Les roches ont une large portion supérieure contrairement à leur base étroite et ressemblent donc à un parapluie ou à un champignon. Les roches de champignons sont aussi appelées roches de piédestal ou pilzfelsen (J. Walther). Ils sont les produits de l'abrasion de tous les côtés causés par des directions variables du vent. De telles caractéristiques sont appelées gara dans le Sahara et pilzfelsen en Allemagne. (Fig. 1.76)

Inselbergs:

Passarge utilisa ce terme pour la première fois en 1904 pour délimiter les collines reliques de l'Afrique du Sud. Il y a eu un débat sur l'origine de ces inselbergs ou bornhardts. (Fig. 1.77)

Demoiselles:

Ce sont des piliers rocheux qui résistent au-dessus de roches tendres en raison de l’érosion différentielle de roches dures et tendres.

Zeugen:

Des masses rocheuses au sommet plat ressemblant à un encrier coiffé, les zeugens reposent sur des socles rocheux plus mous comme du mudstone, du schiste, etc. Les zeugens se forment dans des zones désertiques caractérisées par une plage de température élevée. Le gel et le dégel alternés d'humidité entraînent une expansion et une contraction qui finissent par désintégrer les roches le long des articulations.

Yardangs:

Ces crêtes rocheuses aux parois abruptes sont séparées les unes des autres par des rainures, des couloirs ou des passages situés sur des roches moins résistantes dans les déserts. Les yardangs ont une hauteur moyenne de huit mètres, bien que des yardangs de 60 m d’altitude se trouvent dans le désert de Lutt en Iran. Les Yardangs se forment là où des roches dures et molles sont placées verticalement en bandes alternées parallèles les unes aux autres. Les Yardangs ont été nommés 'cockscomb' par A. Holmes. (Fig. 1.78)

Ventifacts et Dreikanter:

Les ventifacts se forment lorsque des blocs rocheux à facettes, des galets et des galets sont soumis à une abrasion causée par une érosion prolongée par le vent. Les Dreikanters sont formés lorsqu'un ventifact est abrasé sur trois côtés au maximum. Les blocs comportant deux facettes abrasées sont appelés zweikanter.

Treillis de pierre:

Dans les déserts, les roches composées de différentes compositions et résistances sont converties en surfaces piquées et cannelées, des vents puissants chargés de particules rocheuses éliminant les parties les plus faibles de la roche.

Ponts et fenêtres de vent:

Des vents puissants abrasent continuellement les treillis de pierre, préparant les trous. Parfois, les trous sont progressivement élargis pour atteindre l'autre extrémité des rochers afin de créer l'effet d'une fenêtre, formant ainsi une fenêtre de vent. Les ponts de fenêtres se forment lorsque les trous sont élargis pour former un élément en forme d’arcade.

Reliefs de dépôt:

Les reliefs sont également créés par la force de dépôt du vent. Ce sont comme suit.

Marques d'ondulation:

Ce sont des caractéristiques de dépôt à petite échelle formées par la saltation. Les ondulations sont de deux types: (i) ondulations transversales et (ii) ondulations longitudinales.

Dunes de sable:

Les dunes de sable sont des tas ou des monticules de sable trouvés dans les déserts. Généralement, leur hauteur varie de quelques mètres à 20 mètres, mais dans certains cas, les dunes ont plusieurs centaines de mètres de hauteur et 5 à 6 km de long. La formation de dunes de sable nécessite (i) du sable en abondance, (ii) du vent de grande vitesse, (iii) des obstacles tels que des arbres, des arbustes, des forêts, des affleurements rocheux, des murs rocheux contre lesquels des dunes peuvent s’installer et (iv) des endroits idéaux, à savoir, complexe de dunes, chaîne de dunes ou colonie de dunes. Les dunes formées à cause d'obstacles tels que les arbustes, les murs, etc., sont appelées nebkhas. Les dunes formées à la face inférieure des dépressions du désert sont appelées lunettes.

Les dunes sont classées en fonction de la morphologie, de la structure, de l'orientation, de la configuration du sol, de l'emplacement, de la structure interne et du nombre de faces de glissement.

1. RA Bagnold (1953) a divisé les dunes en deux types: (i) les dunes à barques ou en croissant et (ii) les difformes ou les dunes longitudinales.

2. JT Hack (1941) a classé comme suit les dunes du Navajo Country (ouest des États-Unis): (i) dunes transversales, (ii) dunes paraboliques et (iii) dunes longitudinales.

3. Melton (1940) a classé les dunes comme suit: (i) dunes simples formées par le vent unidirectionnel, (ii) dunes formées à la suite d'un conflit avec la végétation et (iii) dunes complexes déposées par le vent variable.

4. ED McKee (1979) a classé les dunes dans les catégories suivantes: (i) dunes dunaires, (ii) barchan, (iii) barchanoïdes, (iv) dunes transversales, (v) dunes paraboliques, (vi) dunes linéaires, (vii) dunes inversées avec deux faces de glissement et (viii) une dune en étoile.

Certaines des formes sont discutées ci-dessous:

Les dunes longitudinales sont formées parallèlement au mouvement du vent. La pente au vent de la dune est douce, tandis que le côté sous le vent est escarpé. Ces dunes se trouvent généralement au cœur des déserts d'alizés comme les déserts du Sahara, de l'Australie, de la Libye, de l'Afrique du Sud et du Thar. Les dunes longitudinales sont séparées par reg ou hammada, des surfaces nues sans sable. Les couloirs ainsi formés s'appellent des caravanes.

Les dunes transversales sont des dunes déposées transversalement à la direction du vent dominant. Ils sont formés en raison des vents inefficaces soufflant le long de la côte et des marges des déserts.

Les Barchans ont une forme en croissant avec deux cornes. Le côté au vent est convexe tandis que le côté sous le vent est concave et raide.

Les dunes paraboliques sont généralement développées dans des déserts sableux partiellement stables. Ils sont en forme de U et sont beaucoup plus longs et plus étroits que les barchans.

Les dunes étoilées ont un sommet central élevé, allongeant radicalement trois bras ou plus. Les dunes inversées se forment lorsque les vents soufflent dans des directions opposées et que leur force et leur durée sont équilibrées. Ces dunes ont deux glissières qui s’opposent. Lorsque les dunes longitudinales migrent, les sables plus grossiers sont laissés pour former des dunes à dos de baleine. Les très grandes baleines sont appelées draas.

Le loess est constitué de sédiments fins lâches, non stratifiés, non indurés et de couleur chamois qui se déposent dans des endroits éloignés de leur source d'origine. Le loess est de deux types: (i) le loess du désert et (ii) le loess glacial. Les plus vastes gisements de loess se trouvent dans le nord de la Chine, où ils s'étendent sur 7 74 000 km 2. Le terrain de loess a été converti en topographie de badlands à la suite de l'érosion. Loess est connu sous le nom de limon en France et en Belgique. En Amérique du Nord, cela s'appelle Adobe.