Géologie
: Formation des Pyrénées
Page
1 : Tectonique
des plaques et formation des montagnes (nouvelle
version, 2010)
I - Un
bref rappel est utile pour comprendre la formation
des montagnes :
La structure
des couches superficielles de la terre est la suivante (figure
1) :
La croûte se différencie du manteau
essentiellement par sa composition chimique :
- la croûte océanique (7
Km d'épaisseur) a une composition moyenne proche de celle du "basalte"
(résultat de la fusion partielle des péridotites), donc une
densité relativement élevée (3);
- la croûte continentale
(30 à 70 Km d'épaisseur) a une composition
proche de celle du "granite", donc une densité relativement faible
(2,7) ;
Le manteau (qui
a prés de 3000 Km d'épaisseur) a une composition proche de celle
des "péridotites" (voir une page
consacrée à la lherzolite), donc une densité élevée (3,3).
La frontière entre croûte
et manteau est appelée le " Moho " (nom abrégé d'un géophysicien : Mohorovicic).
La lithosphère (la
croûte + environ 100 km de manteau, dit lithosphérique)
se différencie par sa rigidité de l'asthénosphère (du grec asthenos
= mou), partie sous-jacente du manteau (jusqu'à
une profondeur de 500 à 700 km) qui, du fait d'une température
élevée (plus de 1300°), est relativement
plastique (sa consistance est celle du fer chauffé au rouge et son comportement
visqueux à l'échelle des temps géologiques).
Figure
1 :
Structure de la terre, principalement de ses couches les plus superficielles,
lithosphère et croûte, et dynamique de celles-ci.
Selon la théorie de la tectonique des
plaques, l'ensemble de la lithosphère est divisé en une douzaine
de grandes plaques principales qui se déplacent les unes par rapport aux autres
(à une vitesse de l'ordre de la dizaine de cm par an),
mues par des courants de convection dans le manteau liés à la
chaleur dégagée par la radio-activité des roches.
Les frontières entre plaques sont de trois sortes :
- les dorsales océaniques, où
de la plaque océanique est créée par une montée
de magma dans le manteau ;
- les subductions, où une plaque s'engloutit dans
le manteau,
. subduction océanique,
quand il s'agit d'une plaque océanique ;
. subduction continentale,
en cas de collision entre deux continents, génératrice de montagnes ;
- les failles transformantes, qui segmentent
les dorsales et peuvent se propager jusqu'aux zones de subduction.
II
- Formation
des montagnes par collision continentale (est
pris ici pour modèle le scénario simplifié d'une collision
succédant à une subduction océanique sous un continent)
1.
Une chaîne de montagne naît dans une zone du globe où deux plaques
tectoniques convergent (à la vitesse de
quelques cm par an, soit quelques dizaines de km par millions d'années [Ma])
:
- soit lorsqu'une lithosphère océanique est en subduction :
> sous le bord d'un continent (" chaîne
de subduction ", ou cordillère, type Andes) ;
> ou sous une autre lithosphère
océanique (" arc insulaire ", chapelet d'îles volcaniques, type Japon,
ou Antilles) ;
- soit lorsque deux lithosphères continentales entrent en collision
(" chaîne de collision ", type Himalaya ou Alpes).
Il existe deux autres types plus rares (sans parler des chaînes
composites) :
> la " chaîne d'obduction ", lorsqu'une
partie de croûte océanique, au lieu de s'enfoncer dans l'asthénosphère par
subduction, chevauche une autre croûte océanique ou le bord d'un continent
(type Oman).
> la " chaîne intracontinentale ",
lorsque la compression liée à une collision continentale se répercute à l'intérieur
d'un continent, dans une zone où il est distendu et aminci (par exemple par
un coulissage entre deux masses continentales) (c'est un peu le cas des
Pyrénées qui sont surtout une chaîne de collision).
2.
Une collision continentale se produit quand la croûte continentale
portée par une plaque en cours de subduction océanique finit par arriver au
contact du continent porté par la plaque chevauchante, supposée fixe (tout
dépend de la référence qu'on prend), une fois résorbée
la croûte océanique qui séparait les deux continents (figure
2).
La subduction de la plaque mobile va se poursuivre, mais plus
difficilement et plus lentement, car la croûte continentale qu'elle porte
renâcle à l'accompagner dans l'asthénosphère en raison de sa faible densité
(2,7, contre 3,3 pour le manteau) :
une grande partie de cette croûte continentale mobile va ainsi échapper
à la subduction et s'entasser contre le front de la plaque chevauchante,
qui agit comme un rabot.
La subduction peut cependant forcer ce qui reste de croûte à
descendre jusqu'à une profondeur de l'ordre de 100 km.
Figure 2 :La subduction océanique précédant une collision continentale.
3.
Le processus est le suivant (figure 3)
:
Venant buter et s'immobiliser contre le front de la croûte continentale
fixe, une première grande " écaille tectonique " (dont
l'épaisseur est de l'ordre du km) se décolle de la croûte mobile
suivant un plan de faille inverse proche de l'horizontale, échappe
ainsi à la subduction, et, par à-coups, séisme après séisme, 
chevauche
(sur une ou plusieurs dizaines de km),
), le reste, aminci, de la croûte qui, continuant de migrer en-dessous, poursuit
sa subduction. Un pli anticlinal du front de l'écaille (qui est souvent
sédimentaire) accompagne son chevauchement (on parle de " pli-faille ", ou
de "pli-nappe") (note 6)
(voir une courte animation
qui illustre le principe du chevauchement)
.
Un nouveau plan de décollement apparaît ensuite dans la croûte
mobile, et prend le relai, sous le premier, presque parallèle à lui, un peu
plus au large, de telle sorte qu'une deuxième écaille chevauchante s'immobilise,
de la même façon contre (ou sous) la première, qu'elle redresse (ou soulève).
Et ainsi de suite.
< Figure 3 : Schéma expliquant le
processus d'empilement des écailles tectoniques à l'origine
de la surrection d'une montagne (il fait abstraction de l'érosion).
Tandis que (pendant plusieurs dizaines
de Ma) la plaque mobile, presque réduite à sa partie mantellique,
poursuit sa subduction sous
la plaque fixe (sur plusieurs dizaines de
km, à la vitesse de quelques cm par an) et s'enfonce dans l'asthénosphère,
un nombre variable d'écailles viennent ainsi se coincer et s'empiler
(sur plusieurs km d'épaisseur), par chevauchements
successifs, les unes sous les autres (et non sur, chacune s'ajoutant
à la base de l'empilement), dans l'angle formé par le front de la croûte fixe
et la plaque en cours de subduction (on parle de "prisme d'accrétion",
qui s'épaissit donc par sa base, par en-dessous).
Le même processus affecte aussi, le plus souvent à une échelle
moindre, le front de la croûte continentale fixe, également débité en grandes
lames, séparées par des plans de clivage en sens opposé. De ce fait la cicatrice
de l'affrontement entre les deux croûtes, la " suture ", est parfois
difficile à trouver, sous la forme d'une faille de chevauchement parfois verticalisée,
voire renversée (note 2 : chevauchement
de la Dent Blanche).
Cet empilement s'accompagne de séismes liés à des ruptures
dans la couche fragile, cassante, de la croûte continentale, entre 0 et 15
km de profondeur.
Figure 4 : Les deux principaux types de failles : les failles normales et les failles inverses.
4.
Les décollements (ou " plans de chevauchement ") des écailles (ou "
nappes de charriage "quand elles sont grandes, " chevauchements " quand elles
sont plus petites, et maintenant plutôt " unités chevauchantes " [note
1] ), sont donc des failles inverses (on se trouve dans
le cas d'un raccourcissement par compression [figure
4]), horizontales ou faiblement inclinées, de part et d'autre
desquelles le chevauchement entraîne un étirement et un cisaillement
des roches (voir une page
spéciale).
Le saut (ou le transfert) d'un décollement à un autre est favorisé
par l'augmentation de température et surtout de pression que crée l'unité
chevauchante (par son poids et sa base chaude) dans la croûte sous-jacente,
couverte de sédiments froids hydratés. Il en résulte une circulation d'eau
sous pression qui fragilise la roche par " fracturation hydraulique " : il
se crée une bouillie où la résistance au cisaillement
est diminuée, ce qui rend le décollement à ce niveau plus facile.
Quoiqu'il en soit les décollements se produisent, dans la croûte,
de préférence :
> par le jeu en sens inverse, dans sa couche fragile,
de failles normales héritées de l'époque où sa marge constituait la moitié
d'un rift continental avec amorce d'une dorsale océanique (déchirure
semblable au rift africain actuel) ;
> à la limite entre les différents niveaux mécaniques
de la croûte continentale (entre croûte et sédiments, entre couche fragile,
cassante, et couche ductile, ou entre couche ductile et manteau) ;
> à l'intérieur d'une couche de terrain de moindre
cohésion (par exemple une couche d'ampélite, comme on le voit dans le cirque
de Barrosa : voir la page
consacrée à l'ampélite), ou de grès argileux, ou
de gypse), qui par son effet lubrifiant (on parle de " couche-savon "),
favorise ensuite le glissement d'une unité sur la croûte sous-jacente.
5.
C'est cet empilement par en-dessous d'unités chevauchantes qui produit
(en quelques millions d'années [Ma]) la
surrection d'une montagne (à la vitesse moyenne
de quelques mm par an).
En effet, s'ajoutant à la superposition des deux croûtes,
il épaissit, en la raccourcissant horizontalement (d'une
distance de l'ordre de la centaine de km), la croûte continentale
(dont l'épaisseur peut ainsi doubler, atteignant
60 à 80 km).
Epaississement qui se fait vers le haut, créant une antiforme
en éventail à l'échelle de la chaîne, dans lequel l'érosion sculpte des reliefs
montagneux (qui peuvent culminer jusqu'à une
altitude de 8 à 9 km).
Mais aussi vers le bas, l'augmentation de son poids entraînant
un enfoncement de la lithosphère ainsi épaissie et alourdie (selon un principe
d'" isostasie ", comme dans le cas d'un iceberg) dans l'asthénosphère chaude
(1300°), et plastique.
Les reliefs montagneux sont ainsi compensés en profondeur par une " racine
" (figure 5).
Quand la collision n'est pas franchement frontale, mais oblique
et que les croûtes continentales coulissent le long de leur affrontement,
des étirements peuvent se combiner aux épaississements.
6. Les sédiments portés par les continents sont aussi affectés par les chevauchements, mais ils le sont surtout par des plissements. La couverture sédimentaire peut (sous l'effet d'un chevauchement) se décoller de son substratum cristallin (roches métamorphiques ou granitiques), et n'y laisser qu'une mince couverture (telle la couche de calcaire crétacé autochtone sous la nappe de Gavarnie).
Figure 5 : Coupe d'une chaîne de montagne constituée, attaquée par l'érosion (note 3).
7.
Dès le début de sa surrection la montagne est attaquée par
l'érosion (figure 5).
Les sédiments détritiques (argile, sables, graviers) arrachés
aux reliefs montagneux par les glaciers et les torrents vont s'accumuler (sous
forme d'une roche appelée " molasse ", parfois sur
un km d'épaisseur), de part et d'autre de la chaîne, dans de larges
bassins. Ce sont les " bassins molassiques " (tel celui de la plaine
du Pô), dont le poids accentue la flexure imprimée à la
lithosphère par le poids de la montagne. On parle de "subsidence"
(qui se fait sentir à Venise).
Lorsque la surrection se ralentit et que la chaîne de montagne,
allégée, remonte (comme un bateau qu'on décharge), l'érosion, l'emportant
sur la surrection, finit par araser (en quelques
dizaines de Ma) les reliefs montagneux, ainsi réduits à l'état
de "pénéplaine" ("presque plaine", à
l'altitude de 100 à 200 m), et par redonner à la croûte continentale
son épaisseur normale (environ 30 km).
Apparaissent ainsi en surface (quand celle-ci n'est pas recouverte
par des sédiments fluviatiles ou marins plus tardifs) des roches qui ont subi,
par enfouissement en profondeur, un métamorphisme (changement de nature
et réorientation de minéraux) plus ou moins intense. Voire parfois
(l'eau présente le long des plans de chevauchement abaissant la température
de fusion) une fusion partielle (quand la température
dépasse 700 à 800°). à l'origine de " plutons granitiques",
sorte de bulles de magma (de 10 à 15 km de diamètre),
qui montent lentement dans la croûte, sous la poussée d'Archimède, vers la
surface, mais cristallisent en profondeur avant de l'atteindre (tels ceux,
nombreux, qu'on trouve dans ce qui reste de la chaîne de montagne hercynienne
érigée vers 300 Ma).
*
A
ce modèle schématique simplifié il faudrait ajouter, pour
se rapprocher de la réalité, les faits suivants :
-
L'existence possible de micro-continents s'interposant entre les
deux continents qui entrent en collision peut
compliquer le scénario (cas des Alpes [note
2, nappe de la Dent Blanche], et de l'Himalaya).
-
Pendant la formation de la montagne, la sédimentation, terrestre
(détritique, conséquence de l'érosion), ou sous-marine
si elle est immergée, continue, et les sédiments qui en résultent
subissent eux aussi les effets de la compression.
- Les montagnes, édifices peu solides, tendent
à s'affaisser, à s'étaler (tel un fromage trop fait) sous l'effet de leur
propre poids, donc à s'amincir. On parle d' " effondrement gravitaire ".
En effet la température est élevée dans la racine
des montagnes, du fait de la profondeur (à
500°, voire plus, à 10 km), et surtout de la chaleur dégagée par
la désintégration des éléments radioactifs, et.peut atteindre un niveau capable
de ramollir les roches (tout en leur faisant subir, jointe à
l'augmentation de pression, le métamorphisme signalé plus haut).
Cet étalement s'ajoute à l'érosion pour diminuer leur altitude. Joint
à l'isostasie, il empêche d'ailleurs que l'altitude des montagnes dépasse
9 km, et il est finalement plus efficace que l'érosion pour niveler les reliefs
(figure 5). Par ailleurs cette
plasticité des roches en profondeur favorise d'importantes déformations
(plissement, laminage, renversement) des différentes unités,
sous l'effet des forces de compression (cas de Alpes [note
2]).
Une distension, ou extension, peut également
abaisser l'altitude d'une montagne en provoquant un amincissement de la lithosphère
(qui peut aller jusqu'à la dénudation du manteau). Cet amincissement
va de pair, là aussi, avec un réchauffement de la croûte
continentale par la chaleur du manteau, avec les mêmes conséquences.
Cependant, dans la couche superficielle, fragile, cassante, de la croûte
continentale, la distension fait rejouer des failles anciennes qui, d'inverses
lors de la surrection, deviennent normales, des blocs de croûte glissant vers
le bas entre deux de ces failles (par à-coups, chaque à-coup
s'accompagnant d'un séisme) (figure 4,
et note 4).
- Une des écailles (ou plusieurs), en forme
de coin pincé en profondeur (jusqu'à une centaine
de km ou plus), y ayant
donc subi une très haute pression, et rendue plastique
par la température, peut remonter rapidement (en
quelques Ma, à une vitesse de l'ordre de 5 cm par an) vers
la surface (comme du dentifrice chassé d'un tube, ou comme un bouchon sous
l'effet de la poussée d'Archimède, après décollement de la lithosphère
mantellique). On parle d' " exhumation ", car sont ainsi portées à
l'affleurement dans les montagnes (surtout quand il y a eu par ailleurs une
extension), des roches qui ont subi un métamorphisme de très haute pression
et moyenne température (figure 5, note
2, chevauchement de la Dent Blanche et note
4).
- Avant le début de la collision continentale
des lambeaux de croûte océanique, peuvent, grâce à un clivage de celle-ci,
échapper à la subduction et chevaucher la marge de la croûte continentale
mobile (on parle d' " obduction ") : après la surrection et
l'érosion de la montagne on retrouve en altitude ces vestiges du plancher
de l'océan qui séparait les deux continents, écrasés, plissés, plus ou moins
métamorphisés, jalonnant la suture entre les deux croûtes. Ce sont les "
ophiolites " (note 2 , chevauchement
de la Dent Blanche), qui peuvent aussi être constitués par des
aspérités arrachées à la croûte océanique au cours de sa subduction)
(figure 5).
La suture peut également être marquée par les restes écrasés
(parfois mélangés à des ophiolites) du bourrelet de sédiments
océaniques, appelé "prisme d'accrétion", qui se forme (pas toujours)
au front de la plaque chevauchante qui, pendant la subduction de la croûte
océanique, "racle" les sédiments que porte celle-ci
(par un mécanisme analogue à celui de la formation des montagnes), et dont
le sommet émerge parfois (îles
Mentawaï au large de Sumatra, ou île de la Barbade au large de
l'arc des Antilles) (figure 2).
| Le processus de chevauchement, que l'on a sous les yeux dans le cirque de Barrosa, et qu'on "touche du doigt" lorsqu'on le traverse par le "chemin des mines", tient finalement une grande place dans la surrection des grandes chaînes de montagne par collision continentale (comme le sont quasiment les Pyrénées), qu'on peut considérer comme résultant d'un empilement par en-dessous de chevauchements plus ou moins plissés (note 2). |
Cette théorie selon laquelle les montagnes sont faites d'un empilement de chevauchements charriés horizontalement les uns sur les autres est maintenant banale et n'est plus discutée. Elle est apparue à la fin du XIXe siècle et a été longue à être acceptée par la communauté des géologues encore influencés par une tectonique " verticaliste " et réfractaires à la notion de longs déplacements horizontaux de terrains. Le principal artisan de la nouvelle tectonique a été le géologue français Marcel Bertrand (1847-1907). Il la présente en 1884 dans un article, qui restera longtemps ignoré ou accueilli avec scepticisme ou incrédulité, dans lequel, par une brillante intuition, il réinterprète un vaste contact anormal décrit dans les Alpes de Glaris (dans l'est de la Suisse) comme étant lié non pas à un double pli couché, hypothèse admise jusque là, mais à un " recouvrement " (autrement dit un chevauchement). Il en déduit la nouvelle théorie générale selon laquelle la surrection des montagnes est à base de chevauchements, tous dans le même sens et résultant d'une compression, ce qui lui vaudra plus tard d'être reconnu par ses successeurs comme un " génie de la tectonique " (note 5).(note 5).
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FORMATION DES PYRENEES
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NOTES
:
1.
Ailleurs dans le présent
site l'expression "nappe de charriage" est encore
utilisée. Classiquement "nappe de charriage"
désigne plutôt un "recouvrement" (c'est le mot
qu'on utilisait dans le passé) de faible amplitude, et le mot "chevauchement
" un recouvrement de grande ampleur. Mais actuellement
on utilise de préférence le mot "chevauchement"
dans tous les cas (il désigne d'ailleurs à la fois l'écaille
qui chevauche, et
le processus), ou
l'expression "unité chevauchante".
Cependant
on utilise couramment l'expression "nappe de Gavarnie" pour
désigner l'unité chevauchante dont fait partie l'étage
supérieur du cirque de Barrosa.
Les géologues utilisent aussi le mot "allochtone"
pour désigner l'unité qui chevauche (et qui vient d'ailleurs),
et le mot "autochtone" (ou encore "socle"),
pour désigner l'unité chevauchée.
2. A
la fin du XVIIe siècle, le genevois Horace Bénédict
de Saussure constate que les roches sédimentaires des Alpes ont
été non seulement soulevées mais aussi plissées,
donc raccourcies horizontalement. Il en conclut logiquement, en 1784, que
le plissement des Alpes, et des chaînes de montagne en général,
résulte de "refoulements horizontaux", c'est-à-dire
de compressions horizontales. Ses travaux s'opposaient ainsi aux visions "verticalistes"
alors en vogue (qui postulaient que les chaînes de montagnes se formaient
par simple soulèvement des terrains), et allaient donner le ton aux
recherches des "mobilistes" (postulant des mouvements horizontaux)
qui ont débouché sur la notion de "nappes de charriage".
C'est ainsi que le grand
géologue suisse Emile Argand (1879-1940), novateur et prophétique,
a mis en relation la dérive des continents (idée qu'argumente
alors Wegener, et qu'il approuve) et les empilements de nappes de charriage
à l'origine de la surrection des montagnes, d'Europe et d'Asie (notamment
l'Himalaya et le Tibet : voir ci-dessous).
 |
"
L'existence d'un certain reste de mouvements verticaux originaires demeure
extrêmement problématique, car à prolonger très
avant l'interprétation des faits, il semble qu'il n'y ait aucun
jeu tectonique, même exactement vertical, qui ne puisse être
regardé comme la manifestation ou la conséquence directe
ou indirecte, rapprochée ou lointaine, à délai relativement
bref ou à très longue échéance, de déformations
en volume dans lesquelles prévalent ou ont prévalu des
jeux horizontaux" (p. 269) |
| Extraits du texte et des illustrations de l'ouvrage prémonitoire d'Emile Argand "La tectonique de l'Asie", publié en 1924 (la théorie de la tectonique des plaques a été élaborée dans les années 1960, et la structure de l'Himalaya-Tibet précisée plus tard), accessible dans une page du site Planet-terre (cliquer ici). | |
Ces
recherches ont porté notamment, dans les Alpes suisses, sur
deux chevauchements célèbres :
* le
"chevauchement de Glaris", dans la Suisse orientale (canton
de Glaris, ou Glarus)
(voir la
figure a ci-dessous et la note
5)
De 35 km de long vers le nord,
et de 15 km de large,
il a participé, comme beaucoup d'autres en Suisse et en France, à
la surrection des Alpes (voir ci-dessous le chevauchement de la Dent Blanche).
Sa nappe
a été rendue discontinue par l'érosion.
Son étude, par les géologues suisses (Escher von der
Linth en 1841, puis Albert Heim en 1878), a permis, de mieux comprendre
la formation des Alpes et d'asseoir le concept de nappe de charriage, théorisé
en 1875 par le viennois Eduard Suess, puis surtout, en 1884, par le
français Marcel Bertrand, pour expliquer la formation des montagnes
en général.
Figure
a : Photo de la crête
des "Tschingelhorner", au SW des pics de Sardona et Segnas, vue
du NW, montrant le chevauchement du Permien (en haut de l'image), sur le flysch
tertiaire (au bas de l'image, partiellement masqué par les éboulis),
par l'intermédiaire d'une lame de calcaire percée d'un trou,
le 'Martinsloch" (diamètre : 15 m).
Pour la localisation de la photo, voir les dessins de la
figure g dans la note 5 >
Phénomène
géologique le plus célèbre de la Suisse, il
a été inscrit en 2008 sur la liste du Patrimoine mondial naturel
de l'Unesco (sous le nom de "Haut lieu tectonique suisse Sardona").
Au centre
d'un territoire plus vaste institué "géoparc" par
l'Unesco sous le nom de "Géoparc Sardona", il
est visité et étudié par de nombreux géologues
du monde entier, professionnels
ou amateurs.
Les Alpes de Glaris sont traversées par
l'un des 4 itinéraires de la "Via alpina", le vert
(dit "Via
Geo Alpina"),
qui va de Zucka dans le Liechtenstein à Lenk dans les Alpes bernoises
; plus précisément par les étapes C3 (Sargans-Elm, par
le Foopass), et C4 (Elm-Linthal par le Richetli Pass).
(pour en savoir plus sur ce célèbre
chevauchement voir :
- surtout la page qui lui est consacrée dans
l'intéressant site de l'Office fédéral de topographie
Swisstopo
: on y trouve des liens donnant accès à des pdf contenant des
topos d'excursion (2 étapes de la "Via Geo Alpina"
richement illustrés de photos spectaculaires et de schémas commentés),
ainsi que des cartes, des informations sur les chevauchements, et un glossaire
;
- et
dans
un autre site, une autre coupe
[en page 2 du pdf reproduisant un article de Deta Gasser et Bas den
Brock, de Zürich])
*
le "chevauchement de la Dent Blanche" (dans les Alpes
valaisanes), qui porte le Cervin.
Il a été étudié, cartographié
et expliqué, au début du XXe siècle, par le grand géologue
suisse Emile Argand (voir ci-dessus).
La
génèse de ce chevauchement est la suivante (image
ci-dessous et note 3). Le sub-continent
sud-alpin (l'"Apulie" qui formera plus tard une partie de l'Italie
actuelle), dérivant à la proue de l'Afrique vers le nord-ouest,
entre vers -40 Ma en collision avec le continent européen, après
avoir broyé, laminé, déformé, le plancher de l''"océan
alpin", branche (divisée en deux, océan "piémontais",
ou liguro-piémontas, et océan "valaisan", par une
péninsule du micro-contnent Ibérie, la "zone briançonnaise")
de la mer "Téthys" qui le séparait du continent européen.
La collision, à l'origine des Alpes, s'est accompagnée de la
mise en place, par-dessus le continent européen sur plus de 100 km,
d'une vaste nappe de charriage (dite "de la Dent Blanche")
constituée par une écaille du continent apulien-africain. Elle
repose sur les vestiges de l'océan piémontais : lambeaux
de croûte océanique (gabbros, basaltes et péridotites
transformées en serpentine : ce sont les ophiolites), et sédiments
marins déposés dans cet océan entre -200 et - 100 Ma
(transformés plus tard en "schistes lustrés"). D'abord
entraînés et compressés en profondeur par la subduction
de l'Europe, ces vestiges, devenus plastiques, sont ensuite en partie remontés
vers la surface.
La nappe a été, elle, en grande partie détruite
par l'érosion, qui n'a laissé subsister qu'une "klippe",
celle de la Dent Blanche, et du Cervin (pyramide de gneiss
reposant sur une base constituée d'ophiolites et de schistes lustrés),
dont on peut dire qu'il a une origine africaine.
Figure
b : illustrant la formation
des Alpes et la mise en place du chevauchement de la Dent Blanche et
du Cervin :
- en haut, à
gauche : carte des continents et océans au milieu du Crétacé
(- 100 Ma) ; les flèches rouges indiquent la dérive
des continents impliqués dans la future formation des Alpes, avec en
particulier rotation de l'Afrique sous l'effet de l'ouverture de l'Atlantique
central, et coulissages entre l'Ibérie et l'Europe, et entre l'Afrique
et l'Ibérie ;
- en haut, à droite : la pyramide
du Cervin vue du nord-est ; le trait marron situe le plan de chevauchement
;
- en bas : coupe NW-SE simplifiée
des Alpes suisses actuelles, à travers le canton du Valais, situant
en particulier la nappe de la Dent Blanche, réduite aujourd'hui à
une klippe formant le massif de la Dent Blanche et le Cervin (qui est presque
isolé de celui-ci).
Figure c : Vue
prise du Mont Fort vers le sud-est. Au fond : la Dent Blanche (à
gauche), et le Cervin (à droite). Au premier plan : les Aiguilles
rouges d'Arolla.
(Sources :
- DEBELMAS
Jacques, La
Recherche, n°
150, décembre 1983 , pp. 1542-1552
: La formation des Alpes
;
- MATTAUER
Maurice :
.
Monts et merveilles, Hermann,
1989 ;
.
Ce que disent les pierres,
Bibliothèque Pour la Science, 1998 ;
. Pour
la Science, n° 289, novembre 2001, pp. 26-29
: Coésite et formation des montagnes ;
- MARTHALER Michel, Le Cervin
est-il africain ?, LEP, 3e éd.ition, 2001 ;
- BOILLOT Gilbert, HUCHON Philippe, LAGABRIELLE
Yves : Introduction à la géologie, Dunod, 3e édition,
2003 ;
- LE MEUR Hélène, CALAIS Eric, TARDY
Marc : Les Alpes battent en retraite, La Recherche, n° 365, juin
2003, pp. 30-37. )
Parmi les autres
chevauchements célèbres,
on peut mentionner aussi :
* dans
les Alpes françaises, le chevauchement de la La
Meije, parmi
beaucoup d'autres ;
* en
dehors des Alpes, le "chevauchement du Moine" (the "Moine
thrust"), dans les Highlands, au nord-ouest de l'Ecosse (dont il est
question dans la section 1 de la page
consacrée aux conséquences du chevauchement sur les roches).
Il a été décrit par les géologues
écossais Peach et Horne, en 1884, dans une publication qui a
fortement contribué à faire admettre, par leurs confrères
géologues réticents, la réalité de charriages
horizontaux pouvant dépasser les 100 km ;
Dans les Pyrénées,
sont bien connus les chevauchements suivants :
*
la "nappe de Gavarnie", mise en évidence par le géologue
français M. A. Bresson dès 1903 (voir figure d
ci-dessous).
Elle forme l'étage supérieur du cirque
de Barrosa, où son plan de chevauchement
a été mis à profit pour aménager un ancien chemin
muletier, dont le parcours fait "toucher du doigt", sur
plusieurs km, le processus de chevauchement : on peut se demander s'il
existe ailleurs dans le monde une
telle particularité, qui est peut-être unique (la recherche sur
l'internet d'un chemin analogue,
par l'auteur du présent site, a
été infructueuse) ;
Figure d
: extraits du document où le géologue français M.
A. Bresson décrit le premier la nappe de Gavarnie (le
mot recouvrement est synonyme du mot chevauchement ; la planche IV est une
coupe E-NE - W-SW, depuis la vallée de Gavarnie jusqu'à celle
de La Gela en passant par les cirques d'Estaubé et de Troumouse; le
trait pontillé passe par la base de la couche de calcaire crétacé
: le plan de chevauchement de la nappe passerait à la limite supérieure
de celle-ci).
(voir aussi la note
3,
dans la page consacrée
à la formation des Pyrénées centrales)
*
le chevauchement du pic de Bugarach (voir la figure
e ci-dessous), dans les Corbières (dont il est le point
culmnant : 1230 m) occidentales, qui est un exemple d'un chevauchement non
plus vers le sud et affectant la plaque ibérique, mais un chevauchement
vers le nord et affectant le bord aquitain de la plaque eurasie (par compression
sous l'effet de la poussée de la plaque ibérique), et faisant
chevaucher, sur une dizaine km, les terrains jurassique et crétacé
inférieur de la zone nord-pyrénéenne sur les terrains
plus récents, crétacés supérieurs, de la zone
sous pyrénéenne.
Curieusement ce serait cette inversion géologique
(terrains anciens reposant sur des terrains plus récents), causée
par le chevauchement, qui serait à l'origine de la fascination qu'exerce
depuis longtemps cette montagne (surnommée la "montagne inversée").
Elle a nourri beaucoup de croyances farfelues, la proximité des châteaux
cathares et la légende du trésor de Rennes-le-Château,
tout proche, ayant renforcé le phénomène.
En
fait il y a une autre inversion, plus conforme à ce que les géologues
entendent habituellement par "inversion" : le front du chevauchement
esquisse dans le pic de Bugarach un pli couché, avec un flanc normal
en haut, mais en bas un flanc dit "inverse" parce que les couches
anciennes y sont anormalement en haut et les couches récentes en bas.
Figure e
i llustrant le chevauchement du pic de Bugarach (calque explicatif,
carte, et coupe en couleurs conventionnelles).
| VOIR
AUSSI, dans le site Planet-Terre (http://planet-terre.ens-lyon.fr)
un article consacré au pic de Bugarach par le géologue Pierre
Thomas, du laboratoire de géologie de l'Ecole Normale Supérieure
de Lyon ("Ce que peut
dire scientifiquement un géologue à propos de la fin du
monde et de... Bugarach",
dans les archives du mois de décembre 2012) (cliquer
ici) Il y fait part de ses réflexions sur ce que pourrait être, pour un géologue, une véritable fin du monde, et décrit la géologie du pic avec un schéma (ci-contre) plus précis que le schéma ci-dessus (et un pli y plus couché). |
 |
(Autres
sources :
- JAFFREZO M. (coordinateur), Pyrénées
orientales Corbières, Guides géologiques régionaux,
Masson, 1977, p. 29, 71, 72 ;
- DEBELMAS Jacques, Géologie de la France,
tome 2, Doin, 1974, p. 338 ;
- BOUSQUET Jean-Claude, Géologie du Languedoc-Roussillon,
Les Presses du Languedoc et BRGM éditions, 2006, p. 30, 62, 65 ).
3. Voir aussi dans le site de Chantal Coupin, d'un collège de Mauvezin dans le Gers, "Les sciences de la vie et de la terre", la reproduction d'un article de Fabienne Lemarchand, écrit avec la collaboration de Paul Tapponier, "La formation des chaînes de montagne" (paru dans la revue La Recherche, n° 297, avril 1997, p. 90 ). La principale figure, une coupe passant pat Turin et Genève, illustre la formation des Alpes mais peut illustrer aussi celle, par collision continentale, des montagnes en général, et mérite d'être reproduite dans une version plus grande et bien lisible (figure f, ci-dessous, à gauche) :
 |
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4. Par exemple, dans la Méditerranée orientale (Grèce et mer Egée actuelles), une montagne a été générée à l'ère Tertiaire par la collision de petits blocs continentaux contre la plaque continentale européenne, ces blocs ayant été poussés par la migration vers le nord de la plaque continentale africaine. Mais leur subduction (vers le nord) sous la plaque européenne a ensuite reculé vers le sud (on parle aussi de retrait, ou, en anglais, de rollback), ce qui a entrainé, à partir de -25 millions d'années, une distension de cette montagne (dans le sens nord-sud, avec amincissement de la croûte), et donc une diminution de son altitude (en même temps qu'un réchauffement de ses roches), en une dizaine de millions d'années, d'où la faible altitude actuelle des montagnes de la Grèce (y compris le Mont Olympe et celles du Péloponnèse) et l'existence de la mer Egée, cette chaîne de montagne s'étant abaissée à l'est au point d'être partiellement envahie par la mer, qui n'a laissé émerger que les îles des Cyclades et la Crête.
D'autre part on trouve dans ce qui reste de cette montagne des roches ayant subi un métamorphisme de haute pression (notamment des "schistes bleus"), ce qui implque un enfouissement profond, de l'ordre de 50 à 100 km. Cela est dû au fait que des parties de blocs continentaux, après avoir été entrainés en profondeur par la subduction, ont été, du fait de leur densité relativemnt faible, détachées par la force d'Archimède du manteau lithosphèrique subduit, et sont montées rapidement (à une vitesse de l'ordre de 5 cm par an), comme un ludion, vers la surface, pour s'intégrer à la chaîne de montagne sus-jacente, amincie et ramollie.
(source : conférences de Jean-Pierre Brun, de l'université de Rennes1, le 22 février 2011, à Toulouse)
5.
Le concept de charriage
était déjà dans l'air.
En 1875 le géologue viennois Eduard Suess
avait publié un livre où il expliquait que la formation des montagnes est
associée à de grands déplacements horizontaux de terrains, résultant de compressions
latérales, les faisant chevaucher sur l'avant-pays de ces montagnes, tous
dans le même sens (du sud vers le nord dans les Alpes autrichiennes et suisses).
En 1979 Gosselet interprète la structure du
bassin houiller franco-belge à l'aide de failles inverses proches de l'horizontale.
Figure
g : Montage
(d'après le pdf en lien dans la note 2) associant
- en bas
une localisation de la région de Glaris dans la carte géologique
de la Suisse, et une carte géologique simplfiée de cette région
(où un astérisque rouge localise l'endroit d'où a été
prise la photo de la crête de Tschingelhorner et du Martinsloch ci-dessus,
note 2, à l' W du pic Sardona)
- en haut,
schématiquement, les interprétations de la structure de la région
par Albert. Heim (double pli couché, en haut), et par
Marcel Bertrand au milieu (grand charriage unique vers le nord). >
Les géologues zurichois Escher von der Linth, en
1841, puis son successeur Albert Heim, en 1878, avaient eux décrit
minutieusement les Alpes de Glaris, en Suisse orientale, et montré que sur
une surface de près de 50 km de long et 25 km de large le flysch du début
du Tertiaire est anormalement surmonté par des conglomérats permiens (terrain
appelé " Verucano "). Ils ont fait l'hypothèse que ce recouvrement était lié
à l'existence de deux plis couchés, l'un vers le sud, l'autre vers
le nord, maintenant fortement érodés, dont les têtes venaient presque à se
toucher au-dessus d'un col, le Foopass.
A la lumière
des idées de Suess, qui l'avaient enthousiasmé, Marcel Bertrand, sans
avoir mis les pieds dans les Alpes de Glaris, réinterprète donc ces données
dans son article de 1884 et substitue à l'hypothèse du double-pli celle d'un
unique charriage gigantesque vers le nord. Au simple examen de la carte
géologique il étend les phénomènes de charriage, du sud vers le nord, à l'échelle
de la Suisse, et s'autorise à supposer que de tels " recouvrements " sont
à l'origine des montagnes en général.
Par ailleurs, cette même année 1884, les géologues écossais
Peach et Horne, appuyés par la figure dominante de la géologie
anglo-saxonne de l'époque, Sir Archibald Geikie, publient également
un article dans lequel ils décrivent dans les montagnes d'Ecosse un charriage
horizontal sur plus de 16 km (le " chevauchement du Moine " : voir la note
2), et le cisaillement intense dans la zone du contact anormal.
Pourtant la notion de charriage sur de grandes distances et la
nouvelle théorie vont susciter, pendant encore de longues années, une intense
opposition. Les descriptions, entre 1884 et 1903, de nombreux autres chevauchements
dans les montagnes vont cependant finir par la vaincre : entre autres la description
par Mc Connel, en 1886, d'un spectaculaire chevauchement dans les Montagnes
rocheuses au Canada ; celle par Marcel Bertrand lui-même, qui, entre
1887 et 1889, décrits de tels recouvrements dans le sud des Alpes de
Provence où il observe des renversements complets de séries sédimentaires
; par le norvégien Törnebohm en 1888, qui montre que la chaîne scandinave
a été charriée de plus de 100 km ; par Hans Schardt, qui, en 1893 puis
1898, s'appuie, lui, sur ses propres observations de terrain, pour mettre
en évidence que l'ensemble des Préalpes a subi un charriage vers le nord de
près de 100 km ; par le géologue suisse (de mère française) Maurice Lugeon
qui, en 1902, fait un tableau des Préalpes et de l'ensemble des Alpes suisses
sur la base de la nouvelle tectonique murie par ses prédécesseurs ; par Bresson,
en 1903, qui décrit la nappe de Gavarnie dans les Pyrénées (voir la figure
d de la note 2, et la note 3 de la page
consacrée à la formation des Pyrénées).
6.
La question se
pose : dans quelles conditios physiques et à quelle vitesse
se produisent les chevauchements ? En ce qui concerne, par exemple,
le célèbre chevauchement de Glaris, dans la Suisse orientale
(voir les notes 2 et 5), d'environ 40 km de long, on
estime qu'il s'est décollé il y a environ 20 millions d'années,
à une profondeur allant jusqu'à 16 km sous la surface, et s'est
déplacé vers le nord à une vitesse maximale annuelle
moyenne de quelques cm, sous une température atteignant 320°,
et des pressions de l'ordre de 5 kilobars.