Dépôts  sédimentaires

Lorsqu’une   rivière   change   son   cours   par   avulsion   ou   incise   son   propre   lit   verticalement,  les  dépôts  de  son  ancien  lit  peuvent  être  conservés  et  former  une  surface   alluviale  distincte.  Les  terrasses  alluviales  qui  s’étagent  le  long  d’une  rivière  marquent   ainsi   les   anciens   niveaux   occupées   par   le   drain   et   abandonnés   successivement   par   différents   épisodes   d’incision.   L’abandon   de   ces   surfaces   alluviales   peut   être   daté   (nucléides  cosmogéniques,  OSL,  14C)  et,  à  partir  de  l’espacement  vertical  des  terrasses,   on   peut   estimer   une   vitesse   pour   chaque   épisode   d’incision.   L’âge   d’abandon   et   les   vitesses   calculées,   ainsi   que   la   géométrie   des   surfaces   (déformations)   permettent   de   corréler   les   épisodes   d’incision   aux   forçages   climatiques   (Bridgland   and   Westaway,   2008a),   tectoniques   (Wegmann   and   Pazzaglia,   2002;   Litchfield   and   Berryman,   2006;   Vassallo  et  al.,  2007)  et/ou  liés  au  changement  de  niveau  de  base  (Antón  et  al.,  2012).  

Les   surfaces   (roches   polies)   et   dépôts   (moraines,   blocs   erratiques)   associés   à   l’activité   glaciaire   peuvent   être   analysés   par   ces   mêmes   méthodes   pour   estimer   la   dynamique  d’érosion  glaciaire  qui  est  liée  au  premier  ordre  au  forçage  climatique  et  à   l’altitude  (Wittmann  et  al.,  2007;  Delmas  et  al.,  2015).  

Etat  de  l’art    

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1.2. Quantification  des  flux  

L’influence   des   différents   processus   sur   l’évolution   du   paysage   peut   être   appréhendée  à  travers  les  flux  de  matériel.  

1.2.1.Flux  sédimentaire  

Plusieurs   types   de   dépôt   sédimentaire   peuvent   être   identifiés,   au   sein   du   bassin   versant  et  dans  le  piémont,  qui  renseignent  sur  les  processus  de  surface  actifs.  Les  cônes   de  déjections,  les  cônes  alluviaux,  les  glissements  de  terrain,  les  moraines,  sont  autant  de   dépôts  dont  la  formation  implique  des  processus  de  surface  spécifiques  qui  dépendent   de  processus  autogéniques  et  de  forçages  externes  différents.  Leurs  fréquences  et  leurs   amplitudes  sont  également  caractéristiques  de  celles  des  forçages.  La  forme  et  la  taille   des  dépôts  du  piémont  donnent  un  aperçu  du  fonctionnement,  en  termes  d’érosion  et  de   transport,  de  l’ensemble  du  bassin  dont  sont  issus  ces  sédiments.  La  taille  des  éléments   contenus  dans  le  dépôt  est  fonction  à  la  fois  des  processus  d’érosion  et  de  la  dynamique   de  transport  ;  elle  dépend  donc  de  la  lithologie,  du  climat  (précipitation  mais  aussi  via  la   présence   de   glaciers),   de   la   topographie,   de   la   tectonique   et   de   la   végétation.   Mais   là   encore,   une   observation   peut   être   interprétée   en   faisant   intervenir   plusieurs   facteurs   différents  :  une  augmentation  de  la  taille  des  grains  vers  le  haut  d’une  série  sédimentaire   dans  le  bassin  peut  être  interprétée  comme  (i)  une  progradation  du  cône  en  réponse  à   une  accélération  du  soulèvement  de  la  zone  source,  (ii)  un  changement  de  la  zone  source   (de  plus  en  plus  facilement  érodable),  (iii)  un  changement  du  niveau  de  base,  ou  encore   (iv)   une   conséquence   de   variations   auto-­‐cycliques   du   flux   sur   le   cône   (DeCelles   et   al.,   1991).  

Selon   la   lithologie   érodée,   la   topographie   et   le   climat,   il   faut   également   tenir   compte  de  la  fraction  de  la  dénudation  qui  se  fait  par  dissolution  (estimée  à  <20%  dans   la  plupart  des  orogènes  ;  Michael  et  al.,  2014).    

Une   autre   grandeur,   souvent   difficile   à   quantifier,   a   pourtant   une   importance   capitale  dans  la  compréhension  de  l’évolution  du  paysage  :  la  quantité  de  sédiments  qui   n’est   pas   retenue   quantitativement   dans   les   différents   dépôt   du   bassin   versant   et   du   piémont   mais   est   (plus   ou   moins)   directement   évacuée   vers   le   bassin   marin   (bypass).   L’enregistrement   sédimentaire   du   système   est   donc   incomplet   et   témoigne   d’une   dynamique  particulière  de  l’écoulement  liée  aux  conditions  du  système  (Bridgland  and   Westaway,  2008b).  

Des   outils   permettent   la   mesure   directe   de   la   charge   sédimentaire   (dissoute   et   solide)   mais   ces   méthodes   ne   peuvent   être   appliquées   partout   (accessibilité,   mise   en   œuvre  complexes)  et  comportent  des  incertitudes  importantes.  De  plus,  les  résultats  de   ces   mesures   ne   peuvent   être   directement   extrapolés   pour   des   estimations   des   flux   passés.   Il   faut   également   noter   que   les   perturbations   anthropiques   (agriculture,   déforestation,   barrage)   ont   un   impact   important   sur   le   flux   sédimentaire   actuel   des   rivières,  qui  ne  correspond  donc  pas  à  celui  d’échelles  de  temps  plus  grandes  (ex.  Allan   et  al.,  1997;  Syvitski  et  al.,  2005).  

Etat  de  l’art    

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1.2.2.Vitesses  de  dénudation  

Estimer   les   vitesses   d’érosion   du   paysage   peut   permettre   de   retrouver   les   processus  impliqués  dans  son  évolution.  Des  méthodes  de  datation  récentes  permettent   ces  estimations.  

Un  nombre  croissant  d’études  utilise  les  concentrations  des  sédiments  de  rivière   en  nucléides  cosmogéniques  pour  quantifier  les  taux  d’érosion  moyenné  à  l’échelle  du   bassin   versant   du   site   échantillonné   (Brown   et   al.,   1995;   Bierman   and   Steig,   1996;   Granger  et  al.,  1996;  vonBlanckenburg,  2006;  Delunel  et  al.,  2010;  Schaller  et  al.,  2001;   Portenga  and  Bierman,  2011).  Les  taux  ainsi  estimés  s’appliquent  à  l’échelle  de  temps   des   nucléides   cosmogéniques   (typiquement   millénaire)   et   doit   tenir   compte   des   contraintes   de   la   méthode   (concernant   la   lithologie,   la   présence   de   glace/neige,   cf.   Chapitre   1).   Comparés   aux   vitesses   valables   pour   des   échelles   de   temps   plus   longues   (voir  plus  bas),  elle  peut  permettre  de  mettre  en  évidence  l’importance  des  glissements   de   terrains,   du   climat   ou   des   perturbations   anthropiques   sur   l’érosion   récente   (Glotzbach  et  al.,  2013;  Abrahami,  2015).  

Sur  de  plus  longues  échelles  de  temps,  les  méthodes  de  thermochronologie  basse-­‐ température   donnent   accès   aux   vitesses   d’exhumation   (cf   Chapitre   1).   Il   nous   faut   différencier   ici   l’érosion   qui   est   le   processus   physico-­‐chimique   de   mobilisation   du   matériel,   de   l’exhumation   qui   est   le   mouvement   relatif   des   roches   par   rapport   à   la   surface  et  implique  donc  l’érosion  mais  également  la  tectonique,  ;  la  surrection  fait  quant   à  elle  référence  au  mouvement  de  la  surface  (par  rapport  à  un  référentiel  extérieur).  Des   variations   spatiales   dans   les   vitesses   d’exhumation   peuvent   par   exemple   mettre   en  

évidence  le  mouvement  relatif  d’unités  tectoniques  de  part  et  d’autre  d’une  faille,  tandis   que  des  variations  temporelles  des  vitesses  (mises  en  évidence  par  une  variation  de  la   pente  du  profil  âge-­‐altitude  par  exemple,  cf.  chapitre  1)  peut  traduire  une  modification   des  conditions  climatiques  et/ou  tectoniques.  

Etat  de  l’art    

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2. Modélisation  expérimentale  

La   modélisation   expérimentale   (analogique)   en   laboratoire   a   pour   objectif   de   simuler   l’érosion   et   le   transport   des   sédiments   grâce   à   un   écoulement/ruissellement   appliqué  sur  un  matériel  qui  reproduit  au  mieux  le  comportement  du  paysage,  à  petite   échelle.   L’intérêt   est   de   pouvoir   contrôler   les   conditions   externes   appliquées   et   donc   d’observer  leurs  effets.  

Le   dispositif   expérimental   se   compose   typiquement   d’un   ou   plusieurs   matériaux   (sables,   silicone,   plasticine)   facilement   érodables   et   qui   peuvent   être   soumis   à   un   écoulement   d’eau   (dont   on   maîtrisera   le   débit)   et/ou   à   des   effets   qui   simulent   les   précipitations   (sous   la   forme   de   gouttes   d’eau   très   fines)   et/ou   les   contraintes   tectoniques   (par   mouvement   de   la   base   de   certaines   parties   du   modèle).   Ces   modèles   ont  permis  de  reproduire  certaines  dynamiques  d’évolution  du  paysage  (Hasbargen  and   Paola,  2000;  Bonnet  and  Crave,  2006;  Nicholas  et  al.,  2009;  Rohais  et  al.,  2011;  Guerit  et   al.,  2014).  

Ils   permettent   par   exemple   d’observer   les   variations   cycliques   autogéniques   de   l’écoulement   sur   un   cône   alluvial   et   mettre   ainsi   en   évidence   l’importance   de   cette   dynamique  dans  la  construction  et/ou  l’incision  du  cône  (Nicholas  et  al.,  2009;  van  Dijk   et   al.,   2009).   D’autres   modèles,   centrés   sur   le   bassin   versant,   mettent   également   en   évidence   les   processus   autogéniques   propres   à   cette   partie   du   système   et   les   morphologies  qui  en  résultent  (ex.  Hasbargen  and  Paola,  2000).  Enfin,  des  modèles  plus   complets   ont   permis   de   mettre   en   évidence   le   couplage   entre   montagne   et   piémont   (Babault  et  al.,  2005).  

Cette   approche   pose   néanmoins   le   problème   du   dimensionnement   des   phénomènes  physiques  que  l’on  cherche  alors  à  reproduire  à  des  échelles  de  temps  et   d’espace  très  réduites  (ex.  Bonnet  and  Crave,  2006).  De  plus,  les  matériaux  utilisés  dans   ces   modélisations   ne   sont   pas   standardisés,   ce   qui   pose   problème   pour   comparer   les   résultats   et   pour   leur   reproductibilité,   d’autant   que   les   méthodes   de   mesure   des   phénomènes   observés   sont   variables   selon   les   études.   Enfin,   un   certain   nombre   de   phénomènes  (effets  de  la  végétation,  de  la  présence  de  glaciers,  de  l’altération,  etc.)  ne   peuvent  être  simulés  par  ces  dispositifs.  

Etat  de  l’art    

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3. Modélisation  numérique  

L’utilisation  de  modèles  numériques  pour  simuler  l’évolution  du  paysage  permet   d’avoir   un   aperçu   dynamique   de   cette   évolution   et   de   contrôler   les   différents   paramètres  pour  mettre  en  évidence  leurs  effets  et  interactions.  Cette  approche  suppose   toutefois  une  bonne  compréhension  des  processus  physiques  et  chimiques  mis  en  jeu  et   notamment  une  retranscription  juste  de  ces  processus  sous  la  forme  d’équations  dont  la   valeur  sera  calculée  à  chaque  pas  de  temps  (cf.  Tucker  and  Hancock,  2010).  Souvent,  le   choix   de   l’équation   ou   de   la   valeur   d’un   paramètre   (établi   semi-­‐empiriquement)   est   crucial   et   peut   conduire   à   des   résultats   différents   entre   différentes   études,   il   est   donc   important  de  pouvoir  justifier  ce  choix  à  chaque  étape.  

Kooi   and   Beaumont   (1996)   ont   mis   en   évidence   la   cohérence   des   modélisations   numériques  avec  les  concepts  issus  des  travaux  classiques  de  géomorphologie  sur  des   cas   naturels   (ex.   Davis,   1899;   King,   1953;   Hack,   1960;   Brice,   1964).   En   particulier,   ils   illustrent   le   concept   de   forme   fondamentale   qui   exprime   l’adéquation   entre   la   topographie  héritée  des  évolutions  précédentes  et  les  nouvelles  condtions  (tectoniques   notamment)   imposées   à   un   temps   t  :   en   l’absence   d’adéquation   (déséquilibre)   le   système  montre  une  réponse  complexe  qui  comprend  des  seuils  critiques  internes  (Kooi   and  Beaumont,  1996).