Géologie : Formation des Pyrénées
  
Page 1
: Tectonique des plaques et formation des montagnes    (nouvelle version, 2010)

  [...] il ne faut guère d'imagination pour concevoir aujourd'hui que la façon la plus simple d'épaissir la lithosphère est d'empiler, les unes sur les autres, des unités originellement situées sur un même plan horizontal.
                                                                                                           
Pierre Choukroune,
                                dans la préface du livre de Olivier Merle, Nappes et chevauchements, édition Masson, 1994


 



   I -   Un bref rappel est utile pour comprendre la formation des montagnes (note 8) :
 
    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).
   Les frontières entre plaques sont de trois sortes :
    - les subductions, où une plaque s'engloutit dans le manteau (note 7),
         . subduction océanique, quand il s'agit d'une plaque océanique qui, agée et refroidie, donc alourdie et légèrement déclive, glisse sur l'asthénosphère (indépendamment des courants de convection qui y règnent) puis y "coule" du fait de son poids en "tirant" l'ensemble de la plaque et le continent qui lui est rattaché ; c'est là le moteur principal (les dorsales y participent un peu) du déplacement des plaques, lequel participe à l'évacuation de la chaleur due (surtout) à la radioactivité ;
         . subduction continentale, en cas de collision entre deux continents, génératrice de montagnes ; 
    - les dorsales océaniques, où de la plaque océanique est créée par une montée de magma basaltique dans le haut du manteau pour compenser la subduction ;
    - 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) (c'est un peu le cas, particulier, des Pyrénées où les effets de cette compression permettent de les rapprocher des chaînes 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 par un processus d'"écaillage" 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. Ce 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 relais, 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 supérieure et la plaque plongeante qui s'épaissit donc par sa base, par en-dessous (on parle de "prisme d'accrétion", ce mécanisme étant analogue à celui par lequel se forme un prisme d'accrétion lors de la subduction d'un plancher océanique : figure 2 ).
  
   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 ) : inversement celles liées à une extension, ou étirement, avec amincissement, sont dites "normales" (figure 4).
   Le glissement d'une unité chevauchante sur une autre entraine un cisaillement des roches de part et d'autre du plan de chevauchement (voir une page spéciale) : le frottement, sous forte pression, est intense et une énergie abondante est dissipée qui échauffe les roches. D'où un métamorphisme, de moyenne pression et moyenne température, avec schistosité (création d'une structure en mille-feuille), voire fusion partielle, favorisée par la présence d'eau, créant de peti
tes poches de magma cristallisant en profondeur sous forme de petits massifs (des "plutons") granitiques.
   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 jeu en sens inverse, dans sa couche fragile (cassante), 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 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 le principe d'Archimède, ou d'"isostasie", comme dans le cas d'un iceberg) dans l'asthénosphère chaude (1300°), et ductile. 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).
   Les terrains anciens impliqués dans les chevauchements, et qui peuvent être ce qui reste de chaînes de montagne anciennes (par exemple la chaîne hercynienne), sont également remaniés par des plissements et par le métamorphisme lié à une augmentation de la pression et de la température, métamorphisme qui commence dès le début de la subduction continentale.

                               

   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 1km 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 (on parle de "subsidence") la flexure imprimée à la lithosphère par le poids de la montagne (phénomène qui se fait sentir par exemple à Venise).
   Mécanique ou chimique, elle peut atteindre 4 mm/an (et même 1 m/an sous l'effet des glaciers, comme cela a été le cas il y a 20000 ans lorsque la terre était en grande partie couverte de glace).
   Lorsque la compression diminue, l'érosion, grandement aidée par le phénomène d'effondrement gravitaire (voir plus loin), amincit la chaîne de montagne et finit (en quelques dizaines de Ma) par redonner son épaisseur normale (environ 30 km) à la croûte continentale qui, ainsi allégée, remonte par ajustement isostatique (comme un bateau qu'on décharge). En surface l'érosion arase les reliefs montagneux, et réduit ainsi la chaîne de montagne à l'état de "pénéplaine" ("presque plaine", à l'altitude de 100 à 200 m).
   Apparaissent ainsi à l'affleurement, quand elles ne sont pas recouvertes 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.
   Se découvrent également (surtout dans les vieilles chaînes de montagne fortement érodées) les "plutons granitiques" (de 10 à 15 km de diamètre) résultant de la cristallisation en profondeur, avant d'avoir pu atteindre la surface, de "bulles" de magma qui montent lentement dans l'épaisseur de la croûte, sous la poussée d'Archimède, magma produit par la fusion partielle de la croûte (quand la température dépasse 700 à 800°), favorisée par l'eau présente le long des plans de chevauchement et qui abaisse la température de fusion) (ces plutons sont nombreux dans ce qui reste de la chaîne de montagne hercynienne érigée vers 300 Ma).

                                                                                                               *                                                                                                             

       III - Aux effets de la collision continentale s'ajoutent ceux d'autres processus.

   L'empilement d'écailles crustales est le processus essentiel de la formation des montagnes par collision continentale (ou intracontinentale).
   Mais d'autres processus interviennent dans l'édification d'une chaîne de montagne, pour y participer ou la contrecarrer ; ce sont (figure 6 ):

    - l'INCORPORATION, dans la chaîne de montagne, de divers éléments :
         * de micro-contients qui ont pu s'interposer entre les deux continents avant leur collision (cas de l'Himalaya et des Alpes) ;
         * du prisme d'accrétion (fig. 6, A1 ; fig. 5) formé, pendant la subduction du plancher océanique, par l'accumulation des sédiments raclés par le continent qui sera percuté (domaines piémontais, avec ses "schistes lustrés", et valaisan, avec ses flyschs, dans des Alpes [note 2]) ;
         * d' OPHIOLITES (fig. 6, A1 ; fig. 5), qui sont des lambeaux (des "copeaux") de crôute océanique qui, avant la collision, au cours de la subduction de cette croûte, sont venus se mélanger aux sédiments accumulés dans le prisme d'accrétion. Ils apparaissent ensuite à l'affleurement dans la chaîne de montagne constituée, sous forme de lentilles entrelardant des sédiments métamorphisés (c'est le cas, dans les Alpes, des ophiolites mélangés aux "schistes lustrés" qu'on trouve par exemple à la base du Cervin [note 2]). De plus grands fragments de crôute océanique peuvent aussi, au lieu de s'enfoncer dans la subduction, venir affleurer , dans une chaîne de montagne (on parle d'"obduction"), à la suture des deux continents entrés en collision, ou à proximité de celle-ci ;
         * de sédiments déposés pendant la surrection de la montagne, et subissant les déformations, plisements ou déplacements, qu'elle entraine.

    - l 'EROSION (voir ci-dessus) : elle rabote les reliefs montagneux (surtout l'érosion glaciaire), mais elle est incapable d'expliquer à elle seule l'arasement des montagnes. Il lui faudrait beaucoup plus de temps et on ne trouve pas les énormes dépots de sédiments que cela impliquerait.

    - le REAJUSTEMEN ISOSTATIQUE : selon le principe d'isostasie la chaîne de montagne, qui "flotte" sur l'asthénosphère ductile, s'enfonce dans celle-ci, l'épaississement de la lithosphère, par plissements et chevauchements, impliquant une augmentation de son poids, mais remonte ensuite (poussée d'Archimède) lorsqu'elle est allégée par l'érosion, comme un bateau qu'on décharge.
  
    - l 'EFFONDREMENT GRAVITAIRE (fig. 6, A1-A4) : une montagne ("colosse aux pieds d'argile") a en effet tendance à s'affaisser sur elle-même et à s'étaler sous l'effet de la gravité, ce qui implique une distension (ou extension) venant inverser ou concurrencer la compression lorsque celle-ci s'atténue, et créer un amincissement de la croûte (son épaisseur passant par exemple de 60 km à 20-25, au lieu de 35 normalement), distension qui peut d'ailleurs avoir d'autres causes, comme le recul d'une zone de subduction voisine. D'ailleurs cette distension peut toucher une partie d'une chaîne de montagne alors que la compression reste prédominante dans une autre (c'est le cas par exemple dans les Alpes) :
         * cet étalement de la croûte se fait, dans la crôute supérieure cassante (la crôute inférieure étant ductile) par un glissement vers le bas de blocs crustaux le long de failles normales obliques (qui sont souvent d'anciennes failles inverses jouant dans l'autre sens), glissement par des à-coups qui se manifestent par des séismes ;
         * l'amincissement s'accompagne,
               . d'une part d'un réchauffement de la croûte, avec augmentation du gradient et du flux thermiques, et remontée de la limite inférieure (isotherme 1300°) de la lithosphère mantellique ; ce réchauffement s'ajoute, après la fin de l'édification de la chaîne de montagne par empilement d'unités chevauchantes froides, à celui, lent, lié à la radioactivité régnant dans la croûte épaissie ;
               . d'autre part d'une diminution de la pression, en raison de la remontée du Moho ;
         * augmentation de la température et décompression rapide entraînent à leur tour :
              . un ramollissement de la croûte (avec accroissement de l'épaisseur de sa partie ductile aux dépens de sa partie supérieure cassante), qui favorise en retour l'étalement gravitaire (voire la formation de grands plateaux, comme celui du Tibet), et les plissements ;
              . un métamorphisme de haute température et de basse pression jusqu'à un niveau de la croûte proche de la surface ; on peut le constater en particulier à l'affleurement quand la quasi disparition de la couche cassante de la croûte dans une partie très étirée, et le jeu de failles quasi horizontales (dites "failles de détachement", au niveau de la transition cassante-ductile, longées de mylonites [roches broyées] ), a favorisé la remontée d'un dôme de sa partie ductile autrefois enfouie à grande profondeur et métamorphisée sous haute pression et basse température (c'est le cas, dans le Massif Central hercynien, des monts de l'Espinouse dans la Montagne Noire) ;
             . une fusion partielle, en profondeur, de la croûte (anatexie), lorsque la température y approche les 600°, favorisée par la présence d'eau, fusion productrice de magma et donc de plutons granitiques ;
             . une fusion partielle également de la partie mantellique de la lithosphère (qui peut elle aussi affleurer), produisant un volcanisme calco-alcalin (avec un magma riche en andésite, car, basaltique à l'origine, il est contaminé par le granite dans la traversée de la croûte traversée), en général peu abondant.

               
  Figure 6 : Schémas simplifiés visant à expliquer,
    A : l'évolution de la chaîne de montagne, de la subduction du plancher océanique qui précède sa surrection et de l'inclusion d'ophiolites à son effondrement gravitaire ;
    B : l'exhumation d'une partie de la croûte continentale en cours de subduction ;
    C : la subduction de la croûte continentale, qui peut être horizontale avant de sombrer dans l'asthénosphère ;
    D : le détachement possible d'une partie de la lithosphère mantellique en cours de subduction, ou de la racine de la chaîne de montagne, avec les conséquences sur celle-ci : proximité de l'asthénosphère chaude, réchauffement, extension, et soulèvement

  
    - la SUBDUCTION CONTINENTALE (fig. 6, B et C) : une lithosphère continentale, du moins la partie ayant échappé à l'écaillage, peut s'engager lentement (ce qui lui laisse le temps de se réchauffer), presque horizontalement dans un premier temps, sous la lithosphère avec laquelle elle est entrée en collision, et ainsi l'épaissir (cas de l'Himalaya et du Tibet, et des Andes) ;
         * mais, malgré la relative légèreté de la croûte, elle finit par plonger carrément dans l'asthénosphère : la crôute continentale de cette lithosphère, entrainée par la partie mantellique de celle-ci, peut alors, au cours de cette subduction, descendre jusqu'à une grande profondeur (par exemple 100 km) ; il arrive alors qu'une partie de cette croûte se détache du manteau et, sous l'effet de la pression latérale qu'elle subit (comme le dentifrice dans un tube qu'on comprime), et de la poussée d'Archimède (isostasie), remonte rapidement vers la surface (on parle d'exhumation), où la présence d'un minéral (la coésite, dont la cristallisation implique une forte pression) vient témoigner de son séjour passé à grande profondeur ;
         * elle tend à produire un volcanisme calco-alcalin, comme dans les arcs volcaniques (cas des Andes) ;
         * la zone de subduction a tendance à reculer (voir note 4, et la page consacrée à la formation des Pyrénées, en note 5) : ce qui entraine à l'arrière de l'arc volcanique créé par la subduction, une distension de la crôute continentale supérieure et ainsi la création d'un "bassin d'arrière-arc ; un tel phénomène peut effondrer en tout ou partie d'une chaîne de montagne quand celle-ci est voisine d'une subduction (cas de la création du Golfe du Lion, ou des Cyclades dans la mer Egée).
  
    - la PARTIE MANTELLIQUE DE LA LITHOSPHERE : comme elle est massive, dense et relativement rigide par rapport à la croûte, son intervention est possible dans l'édification d'une montagne :
         * soit en s'encastrant comme un coin ("coin mantellique"), ou un poinçonnemnt, dans la croûte ramollie de la plaque avec laquelle elle entre en collision, ce qui épaissit celle-ci par retro-charriage au-dessus, ou parfois crée une extension crustale, ou les deux (cas des Alpes, voir note 2, figure b),
         * soit en se rompant (Fig. 6, D) : tandis qu'elle est engagée dans une subduction une partie, froide et lourde, s'en détache et sombre dans l'asthénosphère chaude et ductile ; celle-ci, venant prendre sa place; réchauffe la chaîne de montagne, ce qui provoque son soulèvement, et augmente sa ductilité, ce qui favorise son étalement par effondrement gravitaire ; la racine d'une chaîne de montagne pourrait, même en l'absence de subduction, subir le même sort.

                                                                                                                  *

   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, associé à d'autres processus, dans la surrection des grandes chaînes de montagne par collision continentale (comme le sont quasiment les Pyrénées), surrection qu'on peut considérer comme étant essentiellement le résultat 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, sauf dans ses détails. Apparue à la fin du XIXe siècle elle 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 d'épaisses masses de terrain. 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 : note 2) comme étant lié non pas à un double pli couché, hypothèse admise jusque là, mais à un "recouvrement" (autrement dit un chevauchement). D'autres chevauchements ayant été décrits, par lui ou par d'autres géologues, 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).

   
    Page FORMATION DES PYRENEES                                                                                
         Haut de page 


   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) avec 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 les notes 5 et 6)
     De 35 km de long vers le nord,
et de 15 km de large, il a participé, comme beaucoup d'autres chevauchements 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 notes 3 et 6). 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 future "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), enchassés dans des 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 W-NW - E-SE schématique, très simplifiée, des Alpes centrales actuelles,situant en particulier la nappe de la Dent Blanche, réduite aujourd'hui à une klippe formant le massif de la Dent Blanche et du Cervin.



    
    
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
(voir aussi le chevauchement du pic Saint-Loup dans la page consacrée à la formation des montagnes, en note 5).
    Curieusement ce serait cette inversion géologique (terrains anciens reposant sur des terrains plus récents), causée par le chevauchement, qui qui aurait participé à 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, au sujet du chevauchement du pic de Bugarach : 

   - 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 (avec un pli plus couché).

  
   - un document pdf de Michel Bilotte, rédigé en 2010 en vue d'une excursion géologique, intitulé "Sur les traces de Léon Carez", ce géologue qui, adhérent aux idées de Marcel Bertrand (voir la note 5), a reconnu, dès 1889, l'existence, dans les Corbières, de "phénomènes de recouvrement", en particulier au pic de Bugarach, mais aussi à Peyrepertuse et à Camps (cliquer ici)

    (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) :



     Paul Tapponier
, professeur de géologie, spécialiste de la formation de l'Himalaya et du Tibet, est l'auteur, avec la photographe Kevin Kling, d'un beau livre (ci-dessus) de photographies (splendides), principalement de ces montagnes, présentées et commentées par lui sur le plan géologique : "Montagnes, les grandes oeuvres de la terre", éditions de La Martinière, 2006, 49 euros .

    Figure f : à gauche, bloc-diagrammes illustrant la formation des Alpes.
                                                 
   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 conditions 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.

    7. Depuis l'apparition de la théorie de la tectonique des plaques dans les années 1960, notamment dans la dernière décennie, les idées ont évolué sous l'effet des progrès des techniques d'investigation : voir à ce sujet,
   - dans le site Planet-Terre un article de Pierre Thomas (laboratoire de géologie de l'ENS de Lyon), intitulé "La tectonique des plaques de 1970 à 2011 : qu'est-ce qui a changé dans le modèle et n'a pas (assez) changé dans sa transmission depuis l'époque de pères fondateurs ?" (9-6-2011) ;
   - dans un dossier de la revue Pour la Science (La Terre à coeur ouvert), n° 67, avril-juin 2010, un article du même auteur intitulé "La convection, moteur du manteau", pp 38-44.

    8. A signaler aux montagnards qu'il est paru dans la revue du CAF La montagne et alpinisme, n° 256, 2/2014, un article intitulé "Un trek géologique autour du Manaslu, en Himalaya central", signé Arnaud Pêcher, bien écrit, bref, très bien fait et illustré, facile à assimiler, où l'on trouve les notions essentielles relatives à la formation de l'Himalaya mais transposables (malgré des différences de détail) à toutes les montagnes liées à une collsion continentale : en particulier, empilement de grandes écailles qui se chevauchent, zone d'étirement et cisaillement au voisinage des plans de chevauchemet, formation de poches de granite, etc...

 

                                                                                                                Haut de page