Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 3, p. ?? Surfaces d’aplanissement et géodynamique Planation surfaces and geodynamics Jean-Pierre Peulvast* et Vanda Claudino Sales** Résumé Depuis quelques décennies, de nombreux travaux ont amélioré la connaissance des surfaces d’aplanissement, des mécanismes de leur formation et des contextes géodynamiques et paléoclimatiques de leur genèse. L’article rappelle la répartition et les modèles explicatifs de ces formes d’échelles variées, puis analyse le développement des aplanissements partiels avant de s’intéresser à l’effacement des orogènes, mieux compris avec la quantification des bilans soulèvement- érosion et la prise en compte de l’extension tardi-orogénique, de l’écroulement gravitaire et de l’alourdissement des racines crustales dans l’évolution des grands édifices montagneux. Le développement, l’entretien, la conservation ou la destruction des aplanissements en régimes cycliques ou acycliques sont liés aux grands rythmes géodynamiques. Le phénomène d’aplanissement représente une tendance habituelle de l’évolution morphologique, mais traduit avant tout des bilans mouvements verticaux - érosion déficitaires, ou des équilibres dynamiques toujours susceptibles de se rompre en fonction des variations des taux respectifs de ces phénomènes. Local ou régional, son règne est plutôt temporaire, mais ses traces morphologiques peuvent perdurer, constituant ainsi des jalons essentiels de l’histoire des continents. Mots clés : backwearing, downwearing, état stationnaire, etchplanation, extension tardi-orogénique, pédiplaine, pénéplaine Abstract In the last few decades, progress in dating techniques in the Earth sciences has promoted renewed interest in old issues concerning planation surfaces: their identification, age, formative processes and the geodynamic and palaeoclimatic conditions conducive to their formation. We discuss classical and new explanatory models through the analysis of two groups of landforms: erosional piedmonts, and large peneplains or pediplains of regional or continental extent resulting from the destruction of former orogens. Understanding the formation of large planation surfaces is now possible, taking into account quantitative data on erosion/uplift budgets and models of gravitational collapse of large orogens. Development, regradation, preservation or destruction of planation surfaces during cyclic or steady-state regimes appear strongly linked to the complex spatial and temporal variability that governs bioclimatic and lithospheric evolution. Promoted in orogenic provinces by the tendency for weakened continental crust to spread laterally, mainly during late-orogenic stages, planation represents both a logical and common outcome of continental evolution. However, the erosion/uplift budgets or the dynamic equilibrium stages that allow planation surface formation or preservation may be modified or interrupted at any moment, depending on the rates of change of the processes involved. Planar landforms in continental landscapes tend to survive for long periods of geological time, and so planation surfaces form useful landmarks for reconstructing the morphtectonic and palaeoenvironmental history of the continents. Key words: backwearing, downwearing, etchplanation, late orogenic extension, pediplain, peneplain, steady state *UMR IDES 8148, CNRS, Université de Paris-Sud, F 91405 Orsay et DEPAM, Université de Paris-Sorbonne, 191 rue Saint-Jacques, F 75005 Paris, France. e-mail : [email protected]**Universidade Federal do Ceará, Departamento de Geografia, Campus do Pici, Fortaleza, 60000, Ceará, Brasil; e-mail : [email protected]Abridged English version Recent progress in geomorphology, geophysics, and dat - ing techniques (radiometric and thermochro n o m e t r i c methods: cf. Watchman and Twidale; 2003; Spotila et al., 2004) has allowed new approaches to old and fundamental questions about planation surfaces, their identification (including the increasing use of DEMs), their age and chronological meaning, their shaping processes and, above all, the geodynamic and palaeoclimatic conditions of their formation. This article is a review of recent advances on these topics.
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Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 3, p. ??
Surfaces d’aplanissement et géodynamique
Planation surfaces and geodynamics
Jean-Pierre Peulvast* et Vanda Claudino Sales**
RésuméDepuis quelques décennies, de nombreux travaux ont amélioré la connaissance des surfaces d’aplanissement, desmécanismes de leur formation et des contextes géodynamiques et paléoclimatiques de leur genèse. L’article rappelle larépartition et les modèles explicatifs de ces formes d’échelles variées, puis analyse le développement des aplanissementspartiels avant de s’intéresser à l’effacement des orogènes, mieux compris avec la quantification des bilans soulèvement-érosion et la prise en compte de l’extension tardi-orogénique, de l’écroulement gravitaire et de l’alourdissement desracines crustales dans l’évolution des grands édifices montagneux. Le développement, l’entretien, la conservation ou ladestruction des aplanissements en régimes cycliques ou acycliques sont liés aux grands rythmes géodynamiques. Lephénomène d’aplanissement représente une tendance habituelle de l’évolution morphologique, mais traduit avant tout desbilans mouvements verticaux - érosion déficitaires, ou des équilibres dynamiques toujours susceptibles de se rompre enfonction des variations des taux respectifs de ces phénomènes. Local ou régional, son règne est plutôt temporaire, maisses traces morphologiques peuvent perdurer, constituant ainsi des jalons essentiels de l’histoire des continents.
AbstractIn the last few decades, progress in dating techniques in the Earth sciences has promoted renewed interest in old issues concerningplanation surfaces: their identification, age, formative processes and the geodynamic and palaeoclimatic conditions conducive to theirformation. We discuss classical and new explanatory models through the analysis of two groups of landforms: erosional piedmonts, andlarge peneplains or pediplains of regional or continental extent resulting from the destruction of former orogens. Understanding theformation of large planation surfaces is now possible, taking into account quantitative data on erosion/uplift budgets and models ofgravitational collapse of large orogens. Development, regradation, preservation or destruction of planation surfaces during cyclic orsteady-state regimes appear strongly linked to the complex spatial and temporal variability that governs bioclimatic and lithosphericevolution. Promoted in orogenic provinces by the tendency for weakened continental crust to spread laterally, mainly duringlate-orogenic stages, planation represents both a logical and common outcome of continental evolution. However, theerosion/uplift budgets or the dynamic equilibrium stages that allow planation surface formation or preservation may bemodified or interrupted at any moment, depending on the rates of change of the processes involved. Planar landforms incontinental landscapes tend to survive for long periods of geological time, and so planation surfaces form usefullandmarks for reconstructing the morphtectonic and palaeoenvironmental history of the continents.
Key words: backwearing, downwearing, etchplanation, late orogenic extension, pediplain, peneplain, steady state
*UMR IDES 8148, CNRS, Université de Paris-Sud, F 91405 Orsay et DEPAM, Université de Paris-Sorbonne, 191 rue Saint-Jacques, F 75005 Paris,France. e-mail : [email protected]**Universidade Federal do Ceará, Departamento de Geografia, Campus do Pici, Fortaleza, 60000, Ceará, Brasil; e-mail : [email protected]
Abridged English version
Recent progress in geomorphology, geophysics, and dat -ing techniques (radiometric and thermochro n o m e t r i cmethods: cf. Watchman and Twidale; 2003; Spotila et al.,2004) has allowed new approaches to old and fundamental
questions about planation surfaces, their identification(including the increasing use of DEMs), their age andchronological meaning, their shaping processes and, aboveall, the geodynamic and palaeoclimatic conditions of theirformation. This article is a review of recent advances onthese topics.
After providing a brief overview of the world-wide distri -bution of planation surfaces, especially among palaeoland -forms, and on their regional patterns (stepped surfaces ofd i f f e rent ages reflecting various structural controls on theirformation and pre s e rvation), classical, mainly time-depen -dant explanation models, peneplanation, pediplanation andetchplanation (Davis, 1899; King, 1962; Penck, 1924;Büdel, 1957; Millot, 1980; Thomas, 1989 a, b) are discussedt h rough a review of possible erosional mechanisms involvedin their development (review in Klein, 1993, 1997 a, b). Itappears that downwearing and backwearing pro c e s s e s ,which are generally dichotomised in the literature, in factre p resent different manifestations of the same phenomena.Among these mechanisms, etchplanation is one of the mostpopular (Twidale, 2002) but, even in conditions of dynamicequilibrium (Hack, 1960, 1975), depending on tectonic,eustatic and bioclimatic conditions, etching and strippingcan lead to planation just as much as to relief differe n t i a t i o n .Planation is more readily achieved if these mechanisms arehelped by other processes – wave cutting, karstic corro s i o n ,etc. – on long periods (typically 106 t o 1 07 years) within thecontext of a cratonic regime (Fairbridge and Finkl, 1980).
The development of planation surfaces and the geody -namic settings conducive to it are discussed through ananalysis of two main groups of landforms: erosional pied -monts or pediments, cut into uplifted areas limited byfault-or flexure-related scarps of regional extent, such as theGreat Escarpments associated with some passive margins,and formed over periods of time which may be relativelyshort (a few My to 10–20 My); and large peneplains orpediplains of regional or continental extent, which resultfrom the destruction of former subductional or collisionalranges over periods of 20–40 My or more. Understandingthe formation of this latter category of planation surfacesrequires a wider range of geodynamic conditions and longertime scales than those proposed for single erosional pied -monts. This issue is under progress, taking into account dataon erosion/uplift budgets and geophysical models of gravi -tational collapse of large orogens such as the Variscan,Appalachian or Aegean orogens (Jolivet and Nataf, 1998;Peulvast and Vanney, 2002; fig. 14).
Development, regradation, preservation or destruction ofplanation surfaces during cyclic or steady-state acyclicregimes appear strongly linked to the complex geodynamicrhythms that govern bioclimatic and lithospheric evolution.Aided, in orogenic domains, by the tendency of the weak -ened continental crust to spread laterally, mainly duringlate-orogenic stages, or by the formation of dense eclogiticroots in the lower subducted crust (Jackson et al., 2004), theplanation process represents an inexorable trend of the mor -phological evolution of the continents. However, the adverseerosion/uplift budgets or the dynamic equilibrium stagesthat allow their formation or preservation may change orbecome unstable at every moment, depending on rate varia -tions of the various phenomena involved in the process or todelamination phenomena in regions of thickened crust. Pla -nar landforms appear to be long-lived, but sometimes alsotransient landforms whose complex evolution gives them a
subtle meaning. Far from representing the inescapable ter -minus of continental evolution, planation only prevails tem -porarily. It is nested within long geodynamic cycles ratherthan in the erosion cycle imagined by Davis and his follow -ers. However, its imprints on the landscapes are character -ized by a remarkable capacity for long-term survival, so thatplanation surfaces constitute some of the most useful land -marks for reconstructing the morphological and palaeoen -vironmental history of the continents.
Introduction
Témoignant de la puissante contribution de l’érosion aufaçonnement des terres émergées, les surfaces d’aplanisse-ment ont été reconnues de longue date et souventconsidérées comme un terme ultime de l’évolution desreliefs. Qualifiées de pénéplaines, de pédiplaines ou mêmed’ultiplaines (Twidale, 1983), elles sont depuis la fin duXIXe siècle au cœur des affrontements entre les grandsmodèles d’évolution à long terme du relief. Depuis deux àtrois décennies, de nombreux travaux qualitatifs et quantita-tifs ont alimenté le débat sur ces surfaces, fonctionnelles ouhéritées (paléosurfaces), sur leur âge, sur les mécanismes,les rythmes d’érosion et les conditions de leur genèse, en lesplaçant dans le cadre de la tectonique globale. L’article rap-pelle la répartition de ces formes d’échelles variées et lesmodèles explicatifs classiques, puis analyse le développe-ment des aplanissements partiels avant de s’intéresser auproblème de l’effacement des orogènes et des aplanisse-ments généralisés. Il combine les apports des travauxgéomorphologiques et ceux, de plus en plus nombreux, desmesures thermochronologiques et des modélisations géo-physiques. Le constat d’un rôle déterminant des facteurstectoniques et de leurs interactions avec les dynamiquesexternes permettra enfin de préciser la signification et laplace des processus d’aplanissement dans les évolutions àlong terme des reliefs.
Des formes largement réparties et bien identifiées
Répartition, identification
Les terres émergées sont riches en surfaces planes,proches de l’horizontale. Seuls les orogènes actifs en sontdépourvus, hormis certains hauts plateaux (Tibet, Andes).Parmi les surfaces proches du niveau de base général ou for-mant les niveaux de base des régions endoréïques, des sur-faces de remblaiement coexistent avec des surfaces d’apla-nissement, dont les pentes juste suffisantes pour l’écoule-ment des eaux et de la charge fluviale tronquent les struc-tures des socles et des couvertures sédimentaires. En réalité,ces aplanissements peuvent aussi bien être des basses sur-faces rocheuses côtières sans lien direct avec les agents flu-viatiles, comme les strandflats des hautes latitudes (Guilcheret al., 1986 ; fig. 1), que de vastes surfaces continentalespeu disséquées, sinon fonctionnelles, présentes dans les do-maines tropicaux à écoulements intermittents (Kalahari, in-
Héritées et parfois très an-ciennes (Ollier, 1991 ; Wi d-dowson, 1997 a), les autres sur-faces ont été plus ou moins sou-levées et déformées, voire for-mées en altitude par une altipla-nation mal expliquée (Gregory& Chase, 1992). Souvent dissé-quées ou dégradées, elles sub-sistent dans les paysages sousforme d’interfluves plans ou detopographies bosselées. Il s’agitparfois de simples niveaux decrêtes ou « Gipfelflur », dontl’ancienne appartenance à unesurface unique est probléma-tique (Baulig, 1952). Leur per-sistance leur a souvent permisde jouer le rôle de substrat pourles transits sédimentaires, et desurfaces de contact socles/cou-vertures (fig. 2), ce qui en faitd’utiles jalons pour l’analyse del’évolution ultérieure. En re-vanche, leurs altérites et leurssols ont souvent été renouvelés,ce qui rend difficile la reconsti-tution des conditions de leur for-mation (Simon-Coinçon, 1999).
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Surfaces d’aplanissement et géodynamique
F i g . 1 – Strandflat émergé et relief résiduel sur Gimsøy (Iles Lofoten, Norvège). Cl. J.P. Peulvast.
Elément de la surface d'aplanissement partiel large de quelques centaines de mètres à 60 km, qui
s'étend au long de la côte norvégienne sur près de 2000 km de longueur. Les flancs de ses reliefs
résiduels (ici, le Hoven, 371 m, constitué de mangérites et de gabbros saillants par rapport à un plan-
cher orthogneissique) sont aussi abrupts que ceux de la retombée montagneuse qui domine le
strandflat. Cette surface s'insinue en bassins évasés jusqu'à l'intérieur du bourrelet montagneux, ce
qui lui confère une nature et une origine composites (surface d'abrasion marine, replats d'origine gla-
ciaire, éléments de surface périphérique et de fonds de bassins d'origine préglaciaire).
F i g . 1 – E m e rged strandflat and residual hill on Gimsøy (Lofoten Islands, N o r w ay ). P h o t o
J. P. Pe u l va s t . V i ew of the partial planation surface that extends close to the base level, over a width of
a few hundreds of metres to 60 km, along 2000 km of the the Norwegian coast. The flanks of its resid-
ual landfo rms (here, the Hoven, 371 m, fo rmed of mangerites and gabbros preserved from erosion
a b ove an orthogneissic floor) are as steep as those of the mountain escarpment that ove rlooks the
s t ra n d f l a t . This surface fo rms wide basins embayed into the marginal mountains, and is therefore com-
p l ex to interpret and of polygenetic origin (wave cut platfo rm in outer locations, glacial shoulders,
elements of an erosional piedmont and of preglacial etch-basin).
Fig. 2 – Plis hercyniens arasés : la carrière de Villedieu-lès-Bailleul (N d'Argentan, Normandie, France). Cl. J.P. Peulvast. Le déblaie-
ment partiel de calcaires marins du Jurassique moyen dans les régions de Caen et de Falaise fait affleurer la surface infra-jurassique, dite
aussi surface post-hercynienne, tronquant de façon imparfaite les conglomérats, les schistes et les Grès Armoricains du Paléozoïque infé-
rieur conservés dans les vigoureux synclinaux de May, d'Urville et de la zone bocaine. Participation probable de l'abrasion marine au
nivellement avant l'enfouissement de la surface.
Fig. 2 – Bevelled Variscan folds: Villedieu-lès-Bailleul quarry (north of Argentan, Normandy, France). Photo J.P. Peulvast. Imperfectly
truncating Paleozoic conglomerates, shales and sandstones (Armorican sandstones) preserved in tight synclines of the Variscan orogen
(May, Urville, Bocaine zone), the sub-Jurassic planation surface, also known as Post-Hercynian surface, is exposed here after partial denuda-
tion of overlying marine limestones of Middle Jurassic age. Wave-cutting was probably involved in the planation process before subsequent
surface burial.
Ces surfaces peuvent servir de marqueurs tectoniques, sousréserve de l’identification d’anomalies d’une surface de réfé-rence réputée plane. Celle-ci est reconstituée sur cartes par
lissage des courbes de niveau et élimination des entailles flu-viatiles, considérées comme postérieures au nivellement(Riis & Fjeldskaar, 1992). Les traitements des modèles
subsidence areas (in the case of geomorphic evolution in an internally drained setting).
B. Stepped system and ages of planation surfaces in King’s model of landform evolution. From Summerfield (1991), redrawn. The sur-
faces labelled A-D were initiated during three episodes of base level fall. Each is diachronous and deposits on the surface may yield a
minimum local age at that point. The final elimination of the last remnant of a particular surface (D) gives its terminal age.
C. Shick-Shock Mounts (Gaspésie, Québec Appalaches), seen towards the NNE from Saint Tharsicius. High post-Acadian surface
(1000 m), preserved on resistant metamorphic and intrusive rocks of the Taconic orogen (left), above the main Gaspésie surface, of proba-
ble Tertiary age. Situated ca. 500 m above sea level, this surface only bevels folded sedimentary and volcanic rocks of the Acadian orogen,
of Ordovician to Devonian age, and is itself dissected. Photo J.P. Peulvast.
C
A
B
numériques de terrain autorisent aussi ces opérations, parregrou-pement de pixels en unités de taille kilométrique àdécakilo-métrique (Bonow, 2004). Un filtrage permet d’éli-miner les anomalies (resser-rements des courbes lissées) duesà l’érosion différentielle ou aux étagements cycliques (Frey-tet, 1993), mais la nature des surfaces ainsi construites n’estpas toujours établie. Seules les surfaces de discordanceéchappent au d o ute.
Par lissage, on peut relier entre eux des sommets vague-ment alignés entre lesquels il n’y a peut-être jamais eu quedes topographies de dissection (Dufaure, 1988). On nes’étonnera donc pas des désaccords sur le nombre de sur-faces étagées comme celles des régions jadis englacées(Scandes : Peulvast, 1985 ; Doré, 1992 ; Lidmar-Berg-ström & Näslund, 2002). Les cas favorables correspondentà des paléosurfaces exhumées, dont les déformations sontmieux analysables (Costa et al., 1999 ; Champion et al.,2000 ; Peulvast et Claudino Sales, 2004). L’utilisation desMNT peut faciliter l’identification et la cartographie dessurfaces d’aplanissement, soit au moyen de profils sériés ousynthétiques, soit au moyen de la combinaison d’une cartedes pentes avec les données hypsométriques (Bonow, 2004).
Datation et signification chronologique
La présence de dépôts sédimentaires discordants et de for-mations superficielles caractéristiques (altérites, débris entransit, formations indurées) peut faciliter la datation dessurfaces d’aplanissement (Godard et al., 2001 ; Watchmanet Twidale, 2003 ; fig. 2). Cependant, leur application estrendue délicate par la complexité des relations entre celles-ci et des formations qui ne sont pas toutes corrélatives del’aplanissement. La géométrie d’ensemble correspond géné-ralement à des âges supérieurs à ceux des formes de détail etdes formations superficielles. L’âge de ces formations peutaussi être plus élevé que celui des processus de lissage. Ilfaut donc définir l’échelle des formes à dater. De plus, desformations apparemment favorables aux datations, en parti-culier de type radiochronologique, comme les latérites quirevêtent de vastes surfaces des régions tropicales, ne cessenten fait de poursuivre leur évolution géochimique, ce quiinterdit de les considérer comme des systèmes fermés et desmarqueurs stables (Millot, 1980 ; Gunnell, 2003).
Des éléments d’âges et d’origines variés coexistent souventdans des topographies apparemment uniformes. Il existe desambiguïtés quant à leur âge, initial, final, avant fossilisationou dissection, ou local (surfaces de discordance et élémentse x h u m é s : Dumont, 1991). Elles sont souvent diachrones, enparticulier si elles résultent d’un recul de versants (fig. 3b), etelles sont rare-ment parfaites. Les reliefs résiduels et lesescarpements qui délimitent certaines d’entre elles peuventcorrespondre à des contrôles lithologiques sans significationchronologique. Enfin, le réaménagement constant de cer-taines de ces surfaces en régime acyclique ou de dégradationlente (Klein, 1997 a) en fait des formes sans âge défini.
Certaines surfaces constituent des plans réguliers de plu-sieurs milliers de kilomètres de côté. Bien représentées surles boucliers précambriens, elles peuvent remonter jusqu’au
P r o t é r o z o ï q u e (Godard, 1965 ; Twidale, 1985 a, b). Peu éle-vées ou découplées des principaux drains et des niveaux debase locaux, elles arasent de vastes ensembles de rocheshomogènes et résistantes, métamorphiques et plutoniques.Moins vastes, les autres surfaces sont aussi plus récentes,d’âge paléozoïque et postérieur, en particulier dans les socleset bassins proches des orogènes cénozoïques (Europe hercy-nienne) et le long des marges passives. Elles s’y arrangentsouvent en systèmes étagés (Ecosse : Godard, 1965 ; Nor-vège : Peulvast, 1985 ; Lidmar- B e rgström et al., 2002 ;A p p a l a c h e s du Québec : fig. 3c). Bien que certains auteursa ffirment que des aplanissements peuvent se développersimultanément dans une même région à différentes altitudesen fonction de niveaux de base séparés (surface A f r i c a i n ed’Afrique australe : Partridge, 1998), les étagements sontplutôt réputés avoir une valeur chronologique (Klein, 1993,1997 a ; Bremer, 1993), ce qui est vérifié dans quelques caspar la présence de différents sols cuirassés, témoins de cyclesd’érosion successifs (Afrique, Brésil, Guyanes : King, 1957,1962 ; McConnell, 1968 ; Michel, 1978 ; Tardy et Roquin,1 9 9 8 ; Gunnell, 2003 ) et par leur datation absolue, quiindique des âges atteignant jusqu’à 65-70 Ma (Brésil : Va s-concelos, 1992 ; Australie : Vasconcelos et Stone, 1999).
Le croisement de méthodes radiochronologiques (concen-tration de radio-nucléides cosmogéniques, 10Be ou 26Al,dans des échantillons de surface ou de subsurface), avec lesétudes de traces de fission (AFT) et les dosages (U-Th)/Hedans les apatites, qui révèlent l’histoire thermique d’échan-tillons du substrat dans les parties supérieures de la croûte(<4 km), est récemment venu compléter ces données. Sousréserve de calibrations convenables, elles permettent le cal-cul de la dénudation à laquelle est lié l’aplanissement, surdes pas de temps variés, de 103-106 ans à 107-108 ans (cf.Spotila et al., 2004). Elles offrent la possibilité d’évaluer lesrythmes et le rôle effectif des grands types de processus àl’œuvre dans les mieux connus des aplanissements, les apla-nissements partiels (cf. Cockburn et al., 2000 ; Persano etal., 2002).
Les modèles classiques :points forts et lignes de faiblesse
Pénéplanation ou pédiplanation ? Downwearing ou backwearing ?
Très tôt identifiées sous forme de discordances basales, lessurfaces d’aplanissement ont suscité des explications oùl’eau en mouvement est l’agent essentiel (Baulig, 1952) etdont certaines relèvent des modèles fondateurs de la géo-morphologie. Celui du cycle d’érosion aboutissant à la for-mation d’une p é n é p l a i n e (Davis, 1899) est le plus connu.Comme le modèle ultérieur de p é d i p l a n a t i o n de L. King(1962), il comporte l’idée d’une évolution ponctuée de pul-sations tectoniques suivies de phases d’incision puis d’apla-nissement. Dans les deux cas, les formes reflètent les étapesde l’évolution d’un système géomorphologique fermé dotéd’une énergie potentielle décroissante (Battiau-Queney,1999). A l’inverse, le modèle de W. Penck (1924) suppose un
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Surfaces d’aplanissement et géodynamique
soulèvement prolongé au cours duquel l’érosion inscrit un ouplusieurs aplanissements à la périphérie de l’aire soulevéeselon les variations de la vitesse du soulèvement. Commecelui de King, il implique un recul des escarpements ou« b a c k w e a r i n g » (fig. 4a), plus qu’un abaissement des ver-sants et des surfaces, le « d o w n w e a r i n g » privilégié parW.M. Davis. Enfin, le modèle de J. Büdel (1957), dit de ladouble surface d’aplanissement, est une variante de l’idéeancienne d’une préparation de formes d’érosion par altéra-tion en subsurface (cf. Twidale, 2002). Pouvant aff e c t e rsimultanément plusieurs niveaux topographiques, il s’aff r a n-chit d’un contrôle direct par le niveau de base fluvial. L’ a t-
taque de la roche saine au niveau du front d’altération s’ac-compagne de l’évacuation du matériel altéré par ruisselle-ment (« e t c h p l a n a t i o n » : fig. 4b). Ce mécanisme est l’unde ceux impliqués dans les modèles d’équilibre dynamique,où le système géomorphologique, ouvert et continuant àrecevoir de l’énergie (soulèvement), est plus ou moins indé-pendant de la durée (Ahnert, 1970 ; Battiau-Queney, 1999).
L. King privilégie les processus d’érosion aréolaire audétriment de roches cohérentes préalablement ameublies,par ruissellement diffus ou en nappe et planation latéraleautour des cours d’eau. Considérés comme propres auxrégions tropicales à saisons contrastées, ils entraîneraient le
Fig. 5 – Pediplain and inselbergs in the Quixadá area, Ceará, northeastern Brazil. Inselbergs of leucocratic granites (Serra de Urucu, in
the middle) and monzonites (back left). They correspond to preserved late-orogenic intrusions during the formation of the Sertaneja surface
– a slightly dissected pediplain – and contrast with the more erodible gneisses, migmatites and supracrustal rocks of the Ceará Group (Early-
Middle Proterozoic). Presence of a knick or a short basal concavity. Photo J.P. Peulvast.
façonnement de glacis d’ablation ou pédiments (Cooke et al. ,1993), et un recul des abrupts d’amont (ravinement et mou-vements de masse, planation latérale au détriment des ver-sants des « e m b a y m e n t s »). Le terme de ce processus lent etspatialement irrégulier (Twidale, 2000 b) serait la coales-cence des pédiments (pédiplanation) et la réduction desreliefs à des buttes, inselgebirge et inselbergs de plus en plusm o r c e l é s (fig. 5), entre des cols pédimentaires. Impliquant lediachronisme des pédiments et pédiplaines, cette idée s’op-pose à celle de W. M . Davis selon qui le relief évoluerait avecle profil longitudinal des cours d’eau, par abaissement pro-gressif des pentes (maturité, vieillesse), après une incisionconsécutive à un soulèvement brutal (jeunesse).
Evolutions cycliques
et acycliques
Considérées comme l’aboutissement de cycles d’érosionauxquels correspondraient autant de générations de formes,les surfaces d’aplanissement sont qualifiées de mono-, a-,bi- ou polycycliques par référence à la terminologie héritéede Davis et de ses successeurs, en dépit du caractère discutéde la notion de cycle d’érosion (Klein, 1993, 1997 a). Uneévolution monocyclique implique l’intervention d’uneséquence érosive principale, consécutive à une phase tecto-nique. Les modes bi- ou polycycliques comportent en prin-cipe une ou plusieurs phases de stabilité permettant l’apla-nissement des volumes soulevés. Une différenciation ulté-rieure du relief peut être déclenchée par de nouvelles défor-mations, en général des mouvements verticaux d’ampleur
régionale (épirogénèse), au cours desquels la majeure partiedes structures anciennes ne rejoue pas. La reprise d’érosionpeut aussi être due à l’abaissement du niveau de base (eusta-tisme). Des talus dits cycliques, contrôlés ou non par la struc-ture, séparent les surfaces correspondant à deux cycles suc-cessifs. Les plus hautes surfaces sont souvent les plusanciennes (Bremer, 1993 ; Watchman et Twidale, 2003).Mais il existe des cas inverses, comme des paléosurfacesexhumées au pied de reliefs portant des surfaces plusr é c e n t e s : Gaspésie (Peulvast et al., 1996), Nordeste brési-lien (Peulvast et Claudino Sales, 2004), et d’autres où unemême surface peut être dénivelée par la tectonique (sud duPays de Galles : Battiau-Queney, 1999).
Dans les massifs anciens les plus soulevés, les formesplanes sont surtout représentées par des aplanissements par-tiels étagés et plus ou moins dégradés (Klein, 1993 ; Peulvastet Va n n e y, 2001 ; fig. 3). Dans les régions soumises à desdéformations flexurales, elles comportent aussi des systèmesde facettes se recoupant sous des angles faibles, formant dessurfaces polygéniques ou composites (Baulig, 1952), commecelles du sud de la Suède (Lidmar- B e rgström, 1996 ; fig. 6).Enfin, si les mouvements affectent une région peu accidentéeet restent lents, l’érosion peut, dans les conditions du moded’évolution acyclique (Klein, 1959), compenser les effets dusoulèvement de telle façon que la situation de départ et lafaible entrée tectonique n’y autorisent pas la formation dereliefs vigoureux, sauf par suite d’échecs locaux de la regra-dation impliquée dans ce régime, provoquant le dégagementde reliefs résiduels de résistance. Ce type d’évolution, qui apu affecter certains socles et leurs bordures sédimentaires peu
9Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. ???
Surfaces d’aplanissement et géodynamique
Fig. 6 – Surfaces d'aplanissement et enregistrement des déformations : l'exemple des surfaces de la Suède méridionale (in Peulvast
et Vanney, 2001, d'après Lidmar-Bergström, 1996, modifié).
A : deux interprétations des relations chronologiques entre la Pénéplaine du Småland sud (SSP) et la surface côtière de la côte occidenta-
le. B : profil EW à travers la Suède méridionale montrant les déformations des surfaces exhumées et les relations de ces surfaces avec la
couverture. Contraste entre la surface sub-cambrienne régulière à l'E et la surface sub-crétacée bosselée à l'W.
Fig. 6 – Planation surfaces and deformation record : the example of southern Sweden (in Peulvast and Vanney, 2001, from Lidmar-
Bergström, 1996, modified).
A : t wo interpretations of chronological relationships between the Southern Småland peneplain (SSP) and the coastal surface of the we s t e rn
c o a s t . B : EW profile across southern Sweden showing defo rmation of the exhumed surfaces and the relationships between these surfaces and
the cover rock s. Clear contrast between the regular sub-Cambrian surface in the east and the rugged sub-Cretaceous surface to the we s t .
déformées, jusqu’aux incisions de la fin du Cénozoïque(Klein, 1975), est une variante de celle des systèmes en équi-libre dynamique.
Conditions et processus
de l’aplanissement
Il existe à présent un accord sur l’intervention d’une alté-ration puissante et prolongée, entraînant des pertes de sub-stance élevées, et le rôle de conditions tropicales à saisonscontrastées dans le développement de surfaces souventpourvues d’inselbergs (fig. 5). A la suite de Büdel (1957),Millot (1980) ou Thomas (1989 a, b), les auteurs insistentsur le rôle d’alternances à court ou à long terme (Taylor etHoward, 1998) de phases humides et chaudes, propices àl’altération profonde, et de phases sèches où la raréfactiondu couvert végétal autorise un décapage des altérites et unnivellement (etchplanation, ou aplanissement pénétrant) parérosion aréolaire comportant etching ou crypto-altération etstripping ou ablation (cf. Klein, 1993 ; Twidale, 2002). Encontexte acyclique, ces processus sont intervenus dans l’éla-boration de la surface de l’argile à silex de l’ouest du Bassinparisien, où ont collaboré des processus de cryptokarstifica-tion de la craie et de nivellement des résidus des couchessurincombantes et des insolubles (Klein, 1975).
Moteur essentiel du downwearing, le phénomène d’etch -planation reste discuté. Compte tenu de l’irrégularité d ufront d’altération, en particulier sur roches cristallines (Tw i-dale, 2002 ; Twidale et Vidal Romani, 2004), certainsa uteurs attribuent à ses processus une tendance à l’accentua-tion du relief (Bourne et Twidale, 2000 ; Kroonenberg etMelitz, 1983 ; Migon et Lidmar- B e rgström, 2001). Dans lecas des surfaces étagées du SE du Kenya (Veldkamp et Oos-terom, 1994), les épisodes d’aplanissement correspondraientà des phases d’élévation du niveau de base menant au rem-plissage des parties inférieures des vallées et à l’abaissementdes interfluves. Ils seraient interrompus par la reprise del’ablation et du dégagement du front d’altération lors desbaisses du niveau de base. En revanche, selon Millot (1980),puisque les profils hydriques internes aux couvertures d’alté-ration participent à la régulation des transferts latéraux, ycompris l’ablation superficielle, et ont tendance à se ra p p r o-cher de l’horizontale, comme les profils d’altération, la ten-dance à l’aplanissement ne serait « pas le seul fruit desactions mécaniques de la pluie en surface, mais aussi celuides organisations géochimiques et pédologiques qui tendentd’une manière têtue vers l’horizontale » (p. 304). To u t e f o i s ,cette vision reste théorique, supposant un niveau de baseconstant et une résistance uniforme du substrat à l’altération.
L’évolution des niveaux de base peut aussi être détermi-nante pour le b a c k w e a r i n g. Comme l’incision profonde dupaysage s’accompagne en principe d’une diminution de lavitesse de recul des escarpements, due à la hauteur et à lamassivité accrues des versants (Young, 1985), la destructiond’un aplanissement par dissection serait jusqu’à 10 fois pluslente que son élaboration dans des conditions de niveau debase stable ou ascendant. Néanmoins, des observations surdes vallées et escarpements du Queensland central, partielle-
ment fossilisés par des coulées de basaltes entre 24 et 28 Mapuis réincisés, montrent que les versants de canyons réinci-sés ont reculé plus vite (150 à 250 m.Ma-1) que ceux des sec-tions de vallées non réincisées, mais probablement pour desraisons litholo-giques (Young et Wr a y, 2000).
Les idées sur la formation des inselbergs ont aussi ali-menté le débat. Les explications proposées pour ces reliefsisolés ou groupés, souvent des dômes cristallins (Lageat etGunnell, 2001), sont de deux types : individualisation parrecul d’escarpements et pédiplanation (fig. 4 a), ou dégage-ment à partir d’un manteau d’altérite épais ou renouvelé aucours de la dissection ou de l’aplanissement (Thomas,1978). La première de ces théories s’appuie sur la hauteurde la plupart des dômes saillants, de loin supérieure àl’épaisseur connue des manteaux d’altération (King, 1962).La planation latérale et le recul des versants se bloqueraientcontre les volumes massifs, au niveau d’une rupture depente ou k n i c k (fig. 5). La réalité du processus est contes-tée, d’autant plus que les pédiments vrais sont rares au pieddes inselbergs (Thomas, 1978), mais il a été proposé pourexpliquer la formation des inselbergs granitiques du désertdu Namib par recul sélectif d’un escarpement côtier dansles schistes encaissants (Selby, 1977). L’hypothèse alterna-tive est celle du dégagement de noyaux sains du front d’al-tération, par recul de versant au détriment du régolite( f i g . 7) ou par érosion verticale, éventuellement à la faveurd’emboîtements cycliques (Lageat et Gunnell, 2001). Undégagement polyphasé peut s’accompagner de la formationde gradins ou d’encoches dans les flancs des dômes paraltération en base de versant et planation latérale (Bourne etTwidale, 2000 ; Twidale, 2002). Dans les deux cas, ces pro-cessus seraient surtout efficaces sous les climats arides tro-picaux et subtropicaux, où le contraste entre altération desgranites en pied de versant et immunisation dans les pentesfortes est maximum.
La plupart de ces interprétations rendent surtout comptedu perfectionnement de topographies déjà peu accidentées,propices au fonctionnement des mécanismes envisagés ou,au contraire, de phases d’accentuation des irrégularités dedétail. Elles n’excluent pas d’autres aménagements, abrasionmarine (Sud-Ouest anglais : Coque-Delhuille, 1987 ; sud-ouest du Massif central français : Simon-Coinçon, 1987) oucorrosion karstique (Péloponnèse : Dufaure, 1985). C’est ceque contient la notion de régime cratonique invoquée parFairbridge et Finkl (1980) pour expliquer la genèse desgrandes pénéplaines des boucliers protérozoïques. L’ a b r a-sion marine, peu efficace pour l’attaque frontale de grandsreliefs escarpés en roches dures, peut d’ailleurs être d’autantplus puissante et affecter des superficies d’autant plus éten-dues que les topographies décrites sont peu accidentées etque les mouvements tectoniques sont lents (Godard et al. ,2001). Les longues durées impliquées, de 50 Ma dans le sud-ouest du Massif Central à 75 Ma pour la surface fondamen-tale du Dartmoor rendent plausible la diversité des processusde façonnement.
Enfin, l’ancienneté de nombreuses surfaces renvoie à desconditions de genèse sans équivalent récent. Il en est ainsides altérations albitisantes qui ont présidé au perfectionne-
ment de la surface post-hercynienne dans le sud du MassifCentral (Simon-Coinçon, 1987). C’est surtout le cas des sur-faces antérieures au Silurien, formées dans des déserts bio-logiques où les agents mécaniques ont pu intervenir sansentraves, que les conditions aient été chaudes ou froides,humides ou sèches (Migon et Lidmar-Bergström, 2001).C’est dans ces conditions que se sont élaborées les surfacesd’aplanissement des boucliers précambriens. De même, lessurfaces formées avant le Miocène l’ont été en l’absence decouvertures herbacées dont le rôle est pris en compte dansles conditions propices ou non au ruissellement diffus(Retallack, 2001).
Les aplanissements partiels
et leurs enseignements
Caractéristiques, contextes structuraux
et nature des abrupts d’amont
Les reliefs de petite taille, bombements de socle et blocssoulevés des zones d’extension crustale, sont plus vite queles autres mordus par des surfaces qui les réduisent à desvestiges discontinus. Avec leurs dimensions réduites et laprésence de reliefs d’amont plus importants que des insel-b e rgs, ils peuvent relever de modèles explicatifs plussimples que les aplanissements généralisés, et qui supposentdes conditions favorables d’ordre structural ou morphocli-
matique. Parmi les premières, on peut citer la présence deroches tendres dans les régions frontales des chaînes, parexemple dans le coeur de plis chevauchants, ou le fait quel’inscription de piémont d’ablation (Calvet et Lemartinel,1991) est en principe plus aisée dans les revers de blocs bas-culés ou de plis de rampe qu’au front des reliefs de faille.Enfin, les conditions climatiques favorables à la pédimenta-tion sont généralement de type semi-aride (Dufaure, 1996).
Selon les cas, ce sont des pédiments, plans inclinés tron-quant des roches cohérentes au pied d’abrupts continus, descônes rocheux, développés au débouché d’un impluvium,souvent sur des roches carbonatées, ou des glacis d’ablationen roches tendres. Les abrupts sont des escarpements defaille hérités ou des formes structurales dérivées, ou encoredes talus cycliques dominant des surfaces planes faiblementinclinées vers la périphérie (fig. 3a, fig. 8). De largeur et desuperficie inégales (de 1 à 1 5 0 0 k m2 dans les régions déser-tiques : Cooke et al., 1993 ; Lageat, 2000), ces piémontsenglobent à la fois les surfaces rocheuses élaborées au coursdu recul de l’abrupt, lui-même associé à l’expansion et à l’in-tégration des bassins-versants des compartiments soulevés(Ellis et al., 1999), et les formations détritiques qui les pro-longent vers l’aval (fig. 9). Leur développement a lieu depréférence lors de phases tardi- ou post-orogéniques ou derépits de l’orogénèse. Il s’accommode aussi de fluctuationseustatiques et de soulèvements lents, qui favorisent la dénu-dation en entretenant le volume montagneux de l’amont et enfacilitant l’évacuation des débris.
11Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. ???
Surfaces d’aplanissement et géodynamique
Fig. 7 – Encoche perchée en base de paroi d’inselberg granitique à Quixadá (Ceará, Nordeste brésilien). Cliché J.P. Peulvast. En partie
défigurée lors de la construction du barrage (à droite, environ 15 m de hauteur), elle matérialise l’ancienne rupture de pente (knick) entre la
paroi et un pédiment ultérieurement disséqué, soulignant le processus d’exagération de l’inselberg.
Fig. 7 – Hanging notch in the base of an inselberg wall near Quixadá (Ceará, Brazilian Nordeste). Photo J.P. Peulvast. Partly destroyed
during the construction af the adjacent dam (right side; ca 15 m in height), the notch coincides with the former knick between the wall and a
now dissected pediment. This highlights the process and magnitude of inselberg growth.
Fig. 8 - Coupes géologiques dans la façade équatoriale du Nordeste brésilien (Ceará, Pa r a i b a , Rio Grande do
N o rt e ).Coupes dans une marge passive fo rmée avec l'ouve rture tra n s fo rmante de l'Atlantique équatorial à l'Albien et
recoupant une zone de rifting intracontinental d'âge Crétacé infé ri e u r. La morphologie des régions intérieures est lar-
gement conditionnée par les structures issues des dislocations crétacées et comporte une basse surface à inselbergs
( s u r face « Sertaneja ») incorp o rant les éléments d'une surface pré-cénomanienne exhumée (à la péri p h é rie de la
Chapada do Apodi) ainsi que que de vastes dive rticules étendus vers l'intérieur au détriment d'une large zone affe c-
tée par un soulèvement flex u ral dès le Crétacé supéri e u r. L'érosion différentielle associée au développement de la
basse surface a mis en inversion de relief le bassin sédimentaire post-rift (albien-cénomanien) de l'Ara ri p e, au sud,
donnant la mesure de la dénudation post-rift maximale (600 m).F i g . 8 – Geological cross-sections of the
equatorial margin of the Brazilian
“ N o rd e s t e ” ( C e a r á , Pa r a i b a , Rio Grande
do Nort e ). Profiles of a passive margin
fo rmed after tra n s fo rm opening of the Equa-
t o rial Atlantic ocean in Albian times across
an early Cretaceous intracontinental ri f t
zo n e. The onshore morphology is widely
controlled by structures inherited from the
Cretaceous rift and comprises a low plana-
tion surface with inselbergs (“Sert a n e j a ”
s u r face), including elements of an ex h u m e d
Pre-Cenomanian surface (peri p h e ry of the
Chapada do Apodi) and wide embay m e n t s
cut into a wide flex u ral zone uplifted since
the late Cretaceous. S e l e c t i ve erosion
related to the fo rmation of the low surfa c e
led to relief inversion of the post-rift (Albian-
Cenomanian) Ara ripe basin, in the south.
This sets a maximal value of 600 m on post-
rift denu d a t i o n .
Le versant SE des cordillères centrales ibériques illustre lecas des retombées faillées. Il domine un piémont cristallin àinselbergs qui tantôt pénètre en golfes ou embayments à l’in-térieur des massifs (Sierra de Guadarrama), tantôt butecontre des escarpements de faille frais (Birot et al., 1979).La basse surface peut être un élément affaissé de la surfacesommitale, dépourvue de reliefs résiduels, ou une surfaceplus récente. Il semble qu’une dégradation de la haute sur-face amorcée lors d’un soulèvement régional à moyen rayonde courbure n’ait pu se poursuivre, par pédimentation, quesur les blocs ultérieurement affaissés au Pliocène (Vaudouret al., 1979). Les escarpements granitiques auraient bénéfi-cié d’une immunisation en ambiance sèche. L’extension dupédiment de Guadarrama jusque dans le bloc soulevé s’ex-pliquerait par l’altérabilité du substrat granito-gneissiquepar rapport à des granites plus leucocrates.
Les retombées flexurales des dômes, des antéclises ou desdemi-horsts présentent souvent des aplanissements étagés etdes talus décollés du contact avec les bassins sédimentairesvoisins (fig. 3 A), par exemple à la périphérie des massifsanciens d’Europe occidentale et centrale. La signification desabrupts, talus cycliques ou d’érosion différentielle, y est dis-
cutée (Klein, 1990 ; Lagasquie et al., 2001). Ainsi, selonDésiré-Marchand et Klein (1986), le Limousin est bordé parun talus cyclique indenté haut de quelques centaines demètres au plus, entre une haute surface à inselbergs, la sur-face de la Montagne, paléogène, ployée lors de la compres-sion pyrénéenne, et une basse surface à inselbergs qui s’yserait substituée en régime cyclique ou acyclique au cours duMésotertiaire (fig. 10). La basse surface serait un pédimentde largeur kilométrique à décakilométrique passant de plain-pied aux enveloppes sédimentaires et génétiquement lié auxdépôts sidérolithiques, devant un talus résultant de l’aména-gement et du recul d’un escarpement de flexure. Son originecyclique n’exclut pas un contrôle structural, par mise envaleur locale de contacts lithologiques (Flageollet, 1977).
Hauts de 1 000 à 2 000 m, les rebords des bourrelets mon-tagneux associés à des marges passives d’âge mésozoïqueou tertiaire s’inscrivent aussi, pour la plupart, dans desretombées flexurées. Ces Grands Escarpements (Ollier,1985 a, 1991) recoupent de hautes surfaces d’aplanissementpaléogènes ou des plateaux basaltiques mésozoïques(Afrique australe, Madagascar, Ghat occidental) et domi-nent des surfaces étagées synchrones de certains éléments
13Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. ???
Surfaces d’aplanissement et géodynamique
Fig. 9 - L'épaule W de la mer Rouge au SW de Hurghada (SW de l'entrée du golfe de Suez). Cl. J.P. Peulvast. Pédiment en cours d'éla-
boration au pied des montagnes granitiques de l'épaule occidentale du rift de la mer Rouge. L'escarpement de faille, sans doute complexe
(faisceau de failles) est disséqué et de type "résiduel" (il a reculé par rapport aux failles, de façon très irrégulière) ; il s'en détache des croupes
et inselbergs entre des embayments occupés par des nappes de sable et de graviers répandues par les oueds. Les divagations latérales de
ces derniers contribuent à l'attaque et à la réduction des reliefs résiduels (aidée par une forte désagrégation granulaire à la base, au contact
avec le pédiment et sa couverture sableuse), participant avec le transit sédimentaire ou la sédimentation (mise en place de ces nappes
minces de matériaux en transit) au processus d'aplanissement partiel.
Fig. 9 – The western rift shoulder of the Red Sea, southwest of Hurghada (SW of the mouth of the Gulf of Suez). Pediment present-
ly being shaped at the foot of the granitic mountains of the western rift shoulder of the Red Sea. The dissected and complex fault scarp (cor-
responding to a multiple fault cluster) is of “residual” type (i.e. has retreated, in a very irregular way, from the faults). It is preceded by hills
and inselbergs between embayments whose floors are covered by sand and gravel sheets deposited by wadis. Lateral channel displace-
ments participate in the erosion of residual hills (prepared by strong granular disintegration in their basal parts, at the contact with the ped-
iment and its sand cover) and contribute, together with the sedimentary transport or deposition (formation of the thin waste sheets), to the
planation process. Photo J.P. Peulvast.
du prisme sédimentaire marginal. Situé 60 à 200 km enarrière de la côte, le grand Escarpement d’Australie orien-tale est un abrupt d’érosion sinueux, long de 3 000 km, etprécédé de reliefs résiduels portant quelques vestiges de lasurface sommitale flexurée (Ollier, 1982, 1985 b ; Bishopet Goldrick, 2000 ; fig. 11 A). Son recul, essentiellementcelui de têtes de gorges dans le plateau sommital, a puaccompagner l’emboîtement de pédiments dans le rebordflexuré ou localement faillé du bourrelet marginal au coursd’un soulèvement inauguré vers 80-60 Ma. Le recul seserait effectué au rythme moyen de 1 à 2 k m . M a-1, si lepoint de départ avait été un escarpement situé sur la côte(Seidl et al., 1996).
En Inde, le Grand Escarpement du Ghat occidental, long de1 500 km, est de nature similaire, bien que l’abrupt se situerarement à plus de 60 km de la côte (Ollier et Powar, 1985 ;Widdowson, 1997 b ; Gunnell et Fleitout, 1998). Il est aussivigoureux dans les roches cristallines du bouclier que dans letrapp qui les surmonte au nord (fig. 11 B). Les basaltes y enre-gistrent la même déformation anticlinale et flexurale qu’ausud. Dans les deux secteurs, de basses plates-formes côtièrescouvertes de cuirasses latéritiques s’étendent au pied d’unabrupt vertigineux. Le contrôle que la lithologie et les struc-tures transversales exercent sur son tracé découpé souligneson origine érosive (Gunnell, 1996).
L’érosion peut être telle que la topographie actuelle nereflète que de loin le dispositif tectonique (van der Beek,1995). Dans plusieurs cas, l’escarpement se cale sur desaffleurements résistants (comme les métabasaltes archéensdu Western Ghat Belt ou le Table Mountain Sandstone quiarme les abrupts dominant la Vallée aux Mille Collines duNatal, Afrique du Sud : Thomas, 1994) ou sur des disposi-tifs monoclinaux à pendage marqué. Ce dispositif, plus sus-ceptible de se développer et de reculer s’il coïncide avec laligne de partage des eaux (Kooi et Beaumont, 1994), peutleur conférer un tracé moins découpé qu’ailleurs (abruptsbasaltiques du Drakensberg ou du Ghat occidental). Aucontraire, si aucun obstacle structural ne s’interpose, l’es-
carpement peut disparaître localement (Ghat occidental :Gunnell, 1996).
Des modalités et des rythmes spécifiques
de formation ?
D’une manière générale, des contextes climatiques favo-rables et des évolutions comportant des phases alternées dedésagrégation et d’ablation contribuent à expliquer le déve-loppement rapide de ces aplanissements (Calvet et Lemarti-nel, 1991), par exemple dans les Basin and Range du sud-ouest semi-aride des Etats-Unis. De ces 150 horsts séparéspar des demi-grabens remplis de 2 000 à 3 000 m de sédi-ments lacustres ou alluviaux, il ne reste souvent que deschaînons étroits, alors que la tectonique est d’âge miocène etque des jeux de faille se poursuivent dans l’ouest de l’Utahet le Nevada. Dans ce cas, des pédiments peu développéssont associés à des cônes de déjection faillés et à des escar-pements de failles actifs. Localement, le recul associé à lapédimentation n’est qu’apparent car, par suite d’une rotationdu plan de faille devenue défavorable à la poursuite du glis-sement, le mouvement tectonique s’est transféré sur unefaille située en avant de l’escarpement principal devenu rési-duel (Ellis et al., 1999).
Tout en confirmant la rapidité de l’arasement (5-10 Ma :Matmon et al., 2002), les bordures du rift océanisé de la merRouge montrent que la part de l’érosion est inséparable decelle des transits et dépôts de débris sur ces piémonts(fig. 9). Une étroite banquette (1 à 12 km du côté égyptien,jusqu’à 40 km en Arabie) sépare la mer des hauts reliefs gra-nitiques bordiers et s’étend jusque sur la partie proximaled’une série détritique et carbonatée de marge surmontant lesdépôts de carbonates et d’évaporites du rift miocène (Frey-tet et al., 1990). Localement accidentée de demi-horstsparallèles à la côte, elle est à la fois à un piémont construitet un piémont d’ablation qui incorpore des pédiments et gla-cis étagés tronquant les sédiments miocènes et la borduredes blocs soulevés (Steckler et Omar, 1994). Des cônes allu-
Fig. 10 – Aménagement géomorphologique des bordures flexurées des massifs anciens : le morphotype limousin, coupe interpré-
tative (Klein, 1997).
1 : meulières lattorfiennes (sidérolithique de transport brennou) ; S1 : surface éotertiaire ; S2 : surface mésotertiaire ; f1 : flèche du soulève-
ment en dôme d'âge éocène moyen et supérieur, attribué aux effets du paroxysme de compression pyrénéenne ; f2 : flèche du soulèvement
finitertiaire.
Fig. 10 – Erosional shaping of flexural escarpments in basement uplands (« massifs anciens »): the Limousin morphotype, an inter-
pretative profile (after Klein, 1997).
1: Lattorfian silcrete (meulière; Brenne Siderolithic lag gravels); S1: early Tertiary surface; middle Tertiary surface; fl: middle and late Eocene
updoming related to the effects of the Pyrenean compressional paroxysm; f2: late Tertiary uplift.
viaux pléistocènes les prolongent, formant un tablier entrel’escarpement principal et les chaînons côtiers, en arrièred’autres cônes coalescents ceinturés de formations littorales.L’unité fonctionnelle est assurée par des oueds divagants quiparticipent à l’aplanissement en nettoyant la base des ver-sants et en redistribuant les débris.
Dans les rifts du Nordeste brésilien, formés au Néocomien(Matos, 1992 ; Magnavita et al., 1994), la fossilisation post-rift au Cénomanien permet de caler le processus dans le
temps. L’arasement des horsts intermédiaires s’est produitau cours du rifting, en moins de 18 Ma, ainsi que le déve-loppement d’un large pédiment à inselbergs (30 à 60 km)aux dépens de l’épaule sud du rift Potiguar (fig. 8). Cetteobservation implique l’enlèvement de 500 à 1 000 m deroche ou plus par dissection et arasement du rebord del’épaulement, au rythme moyen de 40 mm.ka-1, et/ou unrecul d’escarpement au rythme de 1,5 à 3 km. Ma-1 (Peul-vast et Claudino Sales, 2004). Le taux d’érosion verticale est
15Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. ???
Surfaces d’aplanissement et géodynamique
Fig. 11 - Grands Escarpements et aplanissements côtiers.
A. Evolution accompagnée du développement d'un Grand Escarpement (redessiné d'après Ollier, 1991). Ce cas correspondrait à celui des
réseaux du Queensland (bourrelet oriental d'Australie) et du Ghat occidental (Inde). a : bombement démantelant un ancien drainage trans-
versal. b : formation d'un escarpement à partir de la ligne de faille ou de flexure, retrait ; c, d : le retrait détruit l'ancienne ligne de partage
des eaux ; e : capture d'une rivière de revers, avec tracé en hameçon et report de la ligne de partage des eaux vers l'intérieur (ligne en tire-
té) ; f : scénario alternatif où le recul laisse subsister des témoins de l'ancien plateau, avec des vestiges locaux des anciens systèmes de
drainage. B. Coupe schématique dans le bourrelet du Ghât occidental (Inde), le long du 18e parallèle N (Widdowson, 1997, redessiné). Noter
les bastions culminants de basalte conservés sur la crête de l'antiforme enregistrée par le trapp du Dekkan, grâce à leur position en ligne
de partage des eaux et à leur couverture latéritique. A l'ouest, une tranche de roche de 1,5 km a été enlevée en avant du Grand Escarpe-
ment, en relation avec le développement de la (pédi)plaine de Konkan.
Fig. 11 – Great Escarpements and coastal planation surfaces.
A. Evolution involving development of a Great Escarpment (redrawn from Ollier, 1991). This case is an interpretation of the escarpements of
Queensland (Eastern Australia) and the Western Ghats (India). a: upwarp disrupting of a former transverse drainage system; b: scarp
formation from a fault or flexure zone, erosional retreat; c, d: scarp retreat destroys the former divide; e: capture of a back-slope river, with
hook pattern and inland offset of the divide (dotted line); f: alternative scenario where the retreat preserves remnants of the former plateau,
with local elements of the former drainage systems. B. E-W sketch profile through the Western Ghat (India), at 18°N (Widdowson, 1997,
redrawn). Culminating basaltic bastions are preserved on the antiformal crest recorded by the Deccan traps, because of their location on the
divide and of their lateritic cover. To the west, up to 1.5 km of rock was eroded in front of the Great Escarpment, in relation to the development
of the Konkan (pedi)plain.
quatre fois supérieur à celui de l’érosion ultérieure dansl’ensemble de la région.
Dans les bourrelets de marges passives évolués, l’érosionparaît maximale au droit des Grands Escarpements ou légè-rement en avant, ainsi que le rebond isostatique correspon-dant, capable d’entretenir un soulèvement flexural sur de
longues durées (Kooi et Beaumont, 1994 ; Tucker et Slin-gerland, 1994 ; Widdowson, 1997 b). Des tranches de rochede 1,5 à 4 km ont pu être enlevées en avant des GrandsEscarpements depuis le début du rifting (van der Beek,1995). Cependant, compte tenu des incertitudes sur l’his-toire des gradients géothermiques, les résultats des
conglomerates with elements from the Olonos nappe; 7: marine Pliocene sediments.
Fig. 12 – Pédiplanation et bl o c ages structuraux : les massifs granitiques de Mucambo et de Meruoca, vus depuis Ubajara (ouest du
C e a r á , N o rdeste brésilien). C l . J. P. Pe u l va s t . La la pédiplaine Sertaneja (voir fig. 4), développée en réponse au soulèvement de la marge
n o r d - b r é s i l i e n n e, s'insinue entre deux massifs granitiques tardi-orogéniques (530 Ma). À droite, le massif de Mucambo est en partie ara s é, à
l ' exception de quelques reliefs résiduels, peut-être par suite de l'ex c avation du toit altéré du batholite. Au fond, vers le NE (à gauche) : le mas-
sif de Meruoca, dont les rebords sur la pédiplaine coïncident avec les lignes de faille d’une large zone de broyage dans laquelle s'est mise en
place l'intru s i o n . Le massif porte les restes disséqués d'une haute surface déri vant peut-être de la surface de discordance infra - p a l é o zo ï q u e
ex h u m é e.
Fig. 12 – Pediplanation and structural contro l s : the granitic hills of Mucambo and Meruoca, as seen from Ubajara (western Ceará,
n o rtheastern Brazil). Photo J. P. Pe u l va s t . The Sertaneja pediplain (see fig. 4), a low surface developed as a result of the north Bra z i l i a n
marginal uplift, fo rms embayments and corridors between two late-orogenic granitic batholiths (530 Ma). On the right side, the Mucambo
massif is partly planated, except for a few residual hills, possibly as a result of the ex c avation of the weathered roof of the batholith. In the
d i s t a n c e, to the northeast (left side): the Meruoca plateau, whose edges correspond to fault lines of a wide shear zone along which the gra n i t e
was intru d e d . On this massif, dissected remnants of a high planation or etch surface are identified, possibly representing the exhumed sub-
Pa l a e o zoic unconfo rm i t y.
méthodes thermochronométriques utilisées doivent êtreconsidérés avec prudence, d’autant plus que la préservationlocale de laves et de profils d’altération anciens montre queces taux ne sont pas généralisables, du fait de contrôleslithologiques et tectoniques locaux (Nouvelle Galles duSud : Bishop et Goldrick, 2000 ; van der Beek et al., 2001).
Les valeurs trouvées en Namibie pour la période entre ladéchirure continentale (130 Ma) et la fin de l’Eocène(36 Ma) (Cockburn et al., 2000) et dans le SE de l’Australiepour les 20 à 50 Ma suivant le rifting sont de 45 mm.ka-1
pour l’érosion verticale et/ou 5-10 km.Ma-1 pour le recul duGrand Escarpement (Persano et al., 2002). Comme dans leNordeste brésilien, l’érosion ultérieure a été plus lente (5 à16 mm.ka-1), de même que le recul des escarpements, restéscalés sur des lignes de partage des eaux anciennes (van derBeek et Braun, 1999 ; Bierman et Caffee, 2001). Le GrandEscarpement de Namibie n’aurait reculé que de quelqueskilomètres depuis le Crétacé supérieur, au rythme moyen de10 m.Ma- 1 (mais jusqu’à 150 m.Ma- 1 dans les dixderniers Ma : Lageat, 2000). Les phases initiales d’érosionet de développement rapide de piémonts d’ablation sem-blent liées à l’énergie du relief local dû au rifting et àl’établissement de niveaux de base proches, malgré desniveaux marins contemporains élevés. Avec l’ajustementdes profils, l’aridification ultérieure du climat a pu contri-buer à réduire les rythmes d’érosion, sauf dans des régionsplus humides (Blue Ridge, Appalaches, au Cénozoïque :Spotila et al., 2004).
S’il a lieu, le b a c k w e a r i n g se révèle souvent irrégulier ouassimilable à un recul des ruptures de pente (k n i c k p o i n t) desprofils longitudinaux des rivières à travers les reliefs précé-dant le haut plateau (van der Beek et al., 2001). Des mesuresde sinuosité effectuées sur plusieurs Grands Escarpements etl’absence de diminution systématique des âges A F T de lacôte vers le pied de ces formes montrent que l’érosion rapideinitiale s’est plutôt faite par downwearing et qu’elle n’a étésuivie que d’un recul très lent, beaucoup plus modestes quecelui des têtes de vallées (Matmon et al., 2002 ; Young etWr a y, 2000 ; Cockburn et al., 2000). Des taux de recul aussifaibles sur de longues périodes peuvent ruiner la théorie dub a c k w e a r i n g appliquée au développement d’importants apla-nissements côtiers par recul d’escarpements de faille initiale-ment formés à la côte, privilégiant celle d’une attaque desaires soulevées par dissection et e t c h p l a n a t i o n à l’aval d’uneligne de partage des eaux en position interne. La fréquencedes calages structuraux des escarpements d’amont (surfaceSertaneja du Nordeste brésilien : Peulvast et Claudino Sales,2 0 0 4 ; fig. 12) incite à retenir plus probablement des combi-naisons des deux grands types de processus en proportionsvariables, de telle sorte que le b a c k w e a r i n g ne serait qu’unemanifestation du d o w n w e a r i n g sous une forme localisée.
Arasements partiels, séquences morphotecto-
niques et étagements
Les piémonts d’ablation sont bien développés là oùd’autres déformations ont succédé à celles de l’orogenèse.En Languedoc et en Provence, après l’orogénèse pyrénéo-
provençale, d’amples surfaces d’aplanissement se sont for-mées jusqu’au Miocène, ne préservant que de petits reliefsrésiduels. Elles ont été partiellement déformées et détruitesen Provence par suite d’une reprise de la compression auMiocène (Peulvast et al., 1999 ; Champion et al., 2000).Bien représentés dans la Chaîne ibérique (Dufaure, 1996 ;Lemartinel, 1996 ; Gutiérrez-Elorza et Gracia, 1997), cespiémonts conservent, malgré les déformations tardives,aussi bien des surfaces rocheuses nues ou couvertes dematériaux de transit que des accumulations distales deconglomérats puis de matériaux fins. Leur élaboration acommencé avant la fin des charriages, comme en témoignele style épiglyptique de certains mouvements tardifs, avantle développement de paléotopographies amorties dominéespar des reliefs résiduels structuraux. Ce sont des aplanisse-ments partiels du même type qui ont été fossilisés au Viséendans le Nord-Est des Appalaches alors que des décroche-ments et des jeux de blocs verticaux avaient succédé à lacompression acadienne (Peulvast et al., 1996).
Dans le Péloponnèse, des plans développés sur des cal-caires atteignent la perfection grâce à la corrosion karstique,en particulier dans les grands poljés (Dufaure, 1985). Ceuxqui ceinturent les péninsules du Magne et de Messénie sesont formés par pédimentation en contexte d’extension post-orogénique des Hellénides, sous les climats plus ou moinssecs de la fin du Miocène ou du début du Pliocène, mais leursituation littorale leur vaut de comporter des retouches etdes dépôts marins (fig. 13). Parsemées de reliefs résiduelscalcaires, ces rasas (Guilcher, 1974) butent contre desabrupts sans contrôle structural net, découpés par desembayments et formant des escarpements de faille hérités.Les banquettes d’ablation dites plio-villafranchiennes sontplus réduites, de même que celles du Quaternaire, locale-ment surmontées, sur les calcaires, de cônes rocheux.Comme dans les chaînes ibériques, cette période marquéepar de nombreuses variations climatiques et eustatiques asurtout vu le démantèlement des piémonts plus anciens,sous l’effet d’une forte néotectonique. Cette évolution poly-génique évoque celle des rasas de la retombée atlantique dubourrelet cantabrique (Espagne), également élaborées sousforme de pédiments, en réponse au soulèvement épirogé-nique survenu depuis le Miocène, avant d’être disséquéesavec les baisses eustatiques du Quaternaire (Bertrand et Ber-trand, 1982). Les modalités de façonnement sont encoreplus complexes dans le cas des strandflats inscrits dans lescharnières flexurales des façades montagneuses de margepassive jadis englacées (Guilcher et al., 1986 ; fig. 1).
Si l’évolution des piémonts d’ablation et d’épandage sepoursuit, dans un contexte de mouvements décroissants,l ’ é n e rgie du système devient faible, laissant la place à l’alté-ration poussée et au transit de produits en solution typiquedes piémonts géochimiques de Calvet et Lemartinel (1991).Le Piedmont appalachien, formé depuis l’ouverture atlan-tique au Jurassique moyen, en est un exemple. Ce plateauondulé à reliefs résiduels, situé vers 250 m d’altitude à l’estde la Blue Ridge, tronque les roches cristallines de l’orogènealleghanien et des bassins nés du rifting anté-ouverture (Bat-t i a u - Q u e n e y, 1990). Sa surface se serait abaissée parallèle-
17Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. ???
Surfaces d’aplanissement et géodynamique
ment à elle-même et ses altérites se seraient renouvelées aucours du jeu d’une ample flexure reliant la montagne à laPlaine côtière et à la plate-forme continentale, dans desconditions modulées par les variations eustatiques, maisl’ampleur du jeu de la flexure et l’épaisseur érodée, entrequelques centaines de mètres et 2 000 ou 3 000 m, sont incer-taines (Pavich, 1985, 1989 ; Pazzaglia et Brandon, 1996). Ilen est de même pour l’existence de la flexure et l’origine del’escarpement de 300 à 800 m de hauteur qui domine cettes u r f a c e : soulèvement le long de structures profondes repre-nant d’anciens c o l l a g e s ( B a t t i a u - Q u e n e y, 1989), ou reculrapide après rifting, suggéré par le fait que le piémontconserve localement des dépôts crétacés et paléogènes (Paz-zaglia et Gardner, 2000), et poursuivi au Cénozoïque sansrajeunissement tectonique (Spotila et al., 2004).
Même si la surface du Piedmont continue d’être aménagéedans les conditions de l’équilibre mobile de Hack, sa dis-section et celle de bien d’autres piémonts témoignent d’unerupture, liée à des variations du niveau de base souventaccompagnées de changements climatiques. De tellesreprises d’érosion peuvent préluder au déclenchement denouveaux cycles, au sens davisien, expliquant ainsi les éta-gements de surfaces des régions soumises à des soulève-ments épirogéniques prolongés (King, 1957). Cependant,les dispositifs d’escaliers de piémont (Piemonttreppen :Penck, 1924), peuvent s’inscrire dans d’autres contextesincluant l’acyclisme (Klein, 1997a ; fig. 3a et 10), avec dessignifications chronologiques complexes, liées par exempleà l’exhumation de paléosurfaces de piémont (Gaspésie, Nor-deste brésilien : Peulvast et al., 1996 ; Peulvast et ClaudinoSales, 2004 ; fig. 8). De tels dispositifs, conservant desescarpements et des reliefs résiduels parfois puissants, mon-trent que l’aplanissement partiel ne conduit pas forcément àl’aplanissement généralisé. Des processus et des duréesd’un autre ordre, sinon d’autres échelles, sont nécessaires.
L’érosion suffit-elle à effacer les chaînes de montagnes ?
Les principes : orogenèse, épirogenèse
et érosion
Dans le cas où l’aplanissement affecte un volume monta-gneux important, il convient de le situer dans le contexte desbilans érosion/soulèvement gouvernant son apparition et sonévolution. Le soulèvement de surface implique une vitessed’érosion initialement inférieure à celle du soulèvementcrustal (Ahnert, 1970 ; Ohmori, 2001). En principe plusrapide à la périphérie de l’aire soulevée, la dissection pro-gresse vers l’intérieur par érosion régressive, autorisantd’abord un gain d’altitude de la zone faîtière. Celle-ci estvite attaquée à son tour par l’érosion, de sorte qu’un équi-libre s’établit entre soulèvement et érosion, au bout d’unedurée qui ne peut être inférieure à 1 Ma (Burbank et Pinter,1999). Ce régime stationnaire dure aussi longtemps que lesoulèvement crustal, en partie dû à la réaction isostatique àla décharge érosive, reste constant et que les conditions del’érosion ne changent pas significativement.
Bien qu’en général, il ne soit qu’approché de façon asymp-totique (Willett et Brandon, 2002 ; Hooke, 2003), le régimestationnaire peut être atteint dans les orogènes actifs au boutd’un temps qui dépend largement de la vitesse de soulève-ment (Ohmori, 2001) et dont dépend l’altitude atteinte. To u tralentissement ou arrêt dans l’orogenèse peut provoquer undéséquilibre temporaire en faveur de l’érosion, responsabledes phases d’abaissement du relief et d’aplanissement plusou moins poussé qui ponctuent l’évolution de certaineschaînes. A l’échelle des continents, les taux moyens de sou-lèvement crustal et d’érosion sont assez voisins, ce quireflète l’équilibre atteint dans différents domaines, orogènesactifs et régions de plates-formes. Les 10-15 à 100 mm.ka- 1
de soulèvement crustal sont à comparer à des taux moyensd’érosion de 43 mm.ka- 1 pour l’actuel, et de 11 mm.ka- 1 s u r100 à 200 Ma. Ce sont des déséquilibres momentanés entreces taux qui entraînent des soulèvements nets de la surface,dans les plates-formes comme dans les montagnes. En find’orogenèse, un déséquilibre au profit de l’érosion pourraitentraîner l’effet inverse.
A partir de l’étude des Alpes japonaises, H. Ohmori(2001) propose une version modernisée du modèle davisienoù le stade de jeunesse (incision) ne caractérise que lesphases initiales du soulèvement, tandis que la maturité appa-raît avec le gain d’altitude et un maximum d’incisionaccompagné de taux maxima d’érosion. La pleine maturitécorrespondrait au maximum d’altitude et de vigueur durelief local atteint en régime stationnaire. Le stade devieillesse, caractérisé par la diminution des altitudes et desdénivelées moyennes sous l’effet de l’érosion, et par celle dela fourniture de sédiments, s’instaurerait avec le ralentisse-ment ou l’arrêt du soulèvement, l’abaissement étant plusrapide dans les parties élevées que dans les zones périphé-riques. Il aboutirait finalement à une égalisation des alti-tudes (pénéplanation) où la diminution des pentes auraitjoué un plus grand rôle que leur recul. En 10 Ma, l’altitudemoyenne pourrait être ramenée à 100 m au-dessus du niveaude la mer, en excluant les effets de la réponse isostatique àl’érosion, qui tendraient à allonger le délai. Des simulationsde l’évolution des processus de l’érosion fluviatile en find’orogenèse, prenant en compte le rebond isostatique, indi-quent un ralentissement de l’érosion tel qu’en réalité, desreliefs atténués pourraient subsister pendant des centainesde millions d’années (Baldwin et Whipple, 2003).
Extension, alourdissement, affaiblissement
crustaux et érosion
L’érosion poussée et l’effacement des orogènes paraissentinconcevables sans une réduction des volumes en relief parla tectonique, d’autant plus qu’on ne retrouve pas autour desédifices anciens les quantités de débris correspondant à leurérosion complète (Malavieille et Séranne, 1996 ; Jolivet etNataf, 1998). C’est ce que suggèrent les conditions degenèse de la surface post-hercynienne en Europe moyenneau Permien et au Trias (50 Ma), aux dépens d’une chaîne quia pu ressembler à l’orogène Himalaya-Tibet (Ménard etMolnar, 1988).
crustal thickening); B: Fg=Ft, steady-state regime (predominance of uplift and erosion processes); C: Fg>Ft, Late-Variscan collapse of the
thickened crust (extensional tectonics, basin formation, intrusion of late-orogenic granites).
c. From the end-Permian surface (SFP) to the end-Triassic surface in the Variscan range of Europe (after Klein, 1997a, redrawn). 1: pre-Car-
boniferous basement; 2: Carboniferous; 3: Permian; 4: Trias; f1, f2: Permian faults bevelled by the SFP; R: residual relief related to the SFP;
r: residual relief related to the SFT; al: angle between the SFP and SFT. Nature of the end-Triassic surface: west of point O: pediplain
(Variscan surface); east of point O: aggradational surface (top of Triassic deposits correlative of the pediplanation).
d. Erosion of a faulted block according to W.M. Davis (from Klein, 1997 a, redrawn).
La fin de l’orogenèse a été caractérisée par une extensionparallèle à la chaîne lors des derniers stades compressifs,puis par une extension perpendiculaire à l’axe, de l’ordre de50 %, au Stéphanien et au Permien, due à l’effondrementgravitaire du domaine initialement épaissi (Meissner, 2000).Les dislocations, les mouvements verticaux et le morcelle-ment des massifs s’accompagnent de l’effondrement de fos-sés alignés sur les grands décrochements ou les directionshercyniennes. Leur remplissage rapide traduit une érosionpuissante, déjà active depuis le Dinantien (Klein, 1975).L’évolution est ensuite caractérisée par le dépôt de grandsvolumes de débris dans des cuvettes subsidentes restées peumarquées (Simon-Coinçon, 1987 ; fig. 14). L’ablation et lapédimentation ont été favorisées par les climats rubéfiantsdu Permien, puis par une profonde altération dans les condi-tions chaudes du Trias. Depuis le Saxonien, de vastes partiesdu Massif armoricain, du Massif central et du futur BassinParisien présentaient un paysage évoluant comme celui desBasin and Range (Klein, 1975). Cette surface d’équilibremobile et composite comportait des pédiments et des formesde remblaiement, les piémonts subhercyniens, passant à desplayas. Elle restait dominée par des reliefs résiduels dequartzite et des blocs faillés attaqués au cours de leur soulè-vement. Dans le Rouergue, des horsts et demi-horsts soule-vés à des rythmes décroissants portent les restes de surfacesdisposées en facettes. Celles-ci se sont entretenues parregradation avant d’être finalement ennoyées et perfection-nées par abrasion marine lors des transgressions méso-zoïques (Simon-Coinçon, 1987, 1999).
Dans les Appalaches du NE, des topographies infracarbo-nifères ont été fossilisées sous les conglomérats viséens duBassin de la Madeleine et de Terre Neuve (Peulvast et al.,1996 ; Hendricks et al., 1993) à la fin de l’orogénèse aca-dienne. En Gaspésie, ces piémonts dominés par des escar-pements de failles et des reliefs résiduels calcaires ou quart-zitiques se sont formés par pédimentation en contexte detectonique décrochante et distensive. Ce sont des reliefs trèsamoindris qui ont finalement été fossilisés ou ramenés auniveau des remplissages des bassins. Les taux d’érosion decette phase tardi-orogénique d’effondrement extensif(Valentino et Gates, 2001) sont élevés. Une étude de laréflectance de la vitrinite dans les anthracites des Appa-laches centrales indique la présence passée de 9-10 km deroches sur les couches du Pennsylvanien moyen actuelle-ment affleurantes (Levine, 1986). Sur ce total, 6 km avaientdéjà disparu 28 Ma après la fin des charriages, au tauxmoyen de 200 mm.ka-1 (Slingerland et Furlong, 1989).
L’extension et l’amincissement crustal fini-orogénique,liés au rééquilibrage gravitaire, à un passage rapide de laconvergence à la divergence de plaques ou aux contraintesinduites par la proximité d’autres orogènes (Dewey, 1988 ;Fossen et Rykkelid, 1992 ; Rey et al., 1997), peuvent faci-liter l’aplanissement final et conditionner l’affleurement desniveaux métamorphiques et intrusifs qui constitueront lebâti affleurant du socle ainsi formé (fig. 14). Une partie desintrusions et des dômes migmatitiques des domaines de col-lision se met en place pendant cette phase de décompressionfavorable à la fusion partielle de matériel crustal profond et
à l’ascension de diapirs (Teyssier et Whitney, 2002). La sen-sibilité de leurs roches à certaines formes de désagrégationpeut aussi contribuer à l’extension des aplanissements.
S’il se produit, l’amincissement crustal est accompagnéou suivi d’un affaissement marqué dans les zones les plusétirées (Bassin parisien à partir du Trias ; Bassin du Par-naiba, Nordeste brésilien, à partir du Silurien). Il est à l’ori-gine de l’atrophie des racines sialiques considérée par Klein(1975) comme le facteur décisif du régime épirogéniquemodéré du domaine hercynien. Renforcé par la détumes-cence thermique finale de la zone amincie (Ménard et Mol-n a r, 1988), cet affaissement autorise les transgressionsmarines qui viennent perfectionner les aplanissements et lesintégrer dans de vastes surfaces avant de provoquer éven-tuellement leur enfouissement (fig. 14).
L’arc égéen, zone d’épaississement crustal liée à d’an-ciennes collisions alpines, offre un exemple actuel du pro-cessus. Un allongement horizontal, radial par rapport à l’arcse produit depuis le Miocène, accompagné d’un amincisse-ment le long de zones de détachement à déformation ductile(Gautier et al., 1993). L’amincissement s’accompagne de lamise en place de dômes migmatitiques et de dislocationssuperficielles le long de failles normales. Au morcellementdu relief répond le développement rapide de multiples apla-nissements partiels (Dufaure, 1985), surtout dans des rochescristallines très tectonisées. Cette tendance, déjà marquée aucours du décoiffement tectonique des intrusions granitiquesmiocènes des Cyclades (Hejl et al., 2002), y est cependantcontrariée par les dislocations, inactives depuis la fin duMiocène mais propices à une forte influence des oscillationsd’un niveau de base marin partout proche.
Le désépaississement crustal peut être très lent dans cer-tains orogènes, où la persistance de racines crustales sur 200à 300 Ma est cependant compensée par un alourdissement quin’autorise qu’un faible soulèvement (Fischer, 2002). Pourcette raison, et grâce au ralentissement de l’érosion induit parla réduction du relief, certains orogènes anciens ont pu échap-per à l’aplanissement complet (Oural, chaîne de Lachlan,dans le sud de l’Australie : Baldwin et Whipple, 2003).
Un alourdissement tardi-orogénique de la croûte inférieurepar éclogitisation pourrait aussi instaurer un équilibre isosta-tique favorable à l’aplanissement avant un éventuel regain desoulèvement lié à l’enfoncement spontané de cette quillelourde dans le manteau, par délamination. Ce mécanisme estproposé pour expliquer l’aplanissement éocène, post-lara-mien, de la Sierra Nevada de Californie, avant son soulève-ment plio-quaternaire (Wakabayashi et Sawyer, 2001). Demême, l’éclogitisation de la croûte profonde ibérique sub-duite sous la bordure eurasiatique pourrait rendre compte dela surcompensation isostatique des Pyrénées, avec une épais-seur crustale de 50 à 60 km pour une altitude moyenne anor-malement faible (Vacher et Souriau, 2001). Comme dans laSierra Nevada de Californie, les rythmes de formation et derésorption de ces s l a b s lourds pourraient justifier les sac-cades qui caractérisent l’histoire polycyclique complexe decertaines chaînes (cf. Peulvast et Va n n e y, 2002).
Favorisée par l’apport d’eau en provenance du manteau dela plaque inférieure au cours de l’orogenèse, l’éclogitisation
des racines des orogènes peut en compromettre le support,puisqu’elle s’accompagne d’une perte de résistance méca-nique par rapport à celle des granulites (anhydres) qui for-ment la croûte inférieure des cratons. Proposé pour expli-quer les changements de caractéristiques mécaniques de lacroûte indienne passant sous le Tibet, au-delà d’une limitesituée au nord de la suture de l’Indus, ce mécanisme rapideôterait tout support mécanique à la chaîne, à tel point qu’ilsemble que le support des hautes montagnes et de leursracines suppose son inhibition (Jackson et al., 2004). Unefois enclenché, il peut favoriser ou renforcer les processustectoniques et érosifs précédemment décrits.
Discussion : un aboutissement inéluctable de la morphogenèse
continentale ?
Aplanissements primordiaux,
aplanissements de substitution,
préservation ou entretien
Les Calédonides scandinaves étaient déjà en grande partiearasées au Carbonifère (Sturt et al., 1979), les Appalaches etla chaîne hercynienne l’étaient au Trias, 30 à 50 Ma aprèsles dernières grandes phases orogéniques (Slingerland etFurlong, 1989 ; Klein, 1975 ; Simon-Coinçon, 1987). Lesaplanissements primordiaux ainsi formés, au cours du pas-sage de l’interplaque à l’intraplaque, l’ont été dans desconditions plus complexes que celles d’un cycle d’érosion.Ils ont pu par la suite être enfouis, entretenus ou détruits, enfonction de l’évolution tectonique propre des domainesintraplaques consolidés (régimes cratoniques des intérieursde continents ou de supercontinents, rifting, etc. : fiengör,1999).
Dans les zones de soulèvement, bourrelets marg i n a u x ,massifs anciens, bassins sédimentaires en inversion tecto-nique, d’autres aplanissements peuvent s’y substituer, for-mant des systèmes étagés polycycliques (fig. 3). Les apla-nissements inférieurs témoignent d’une érosion plus limitéeet sélective, en raison de la rupture des régimes cratoniques,parfois accompagnée de changements climatiques (Ecosse :Godard, 1965 ; Scandes : Peulvast, 1985 ; Bonow, 2004).Les étagements sont donc associés à des contrôles structu-raux, car toute évolution cyclique n’a d’expression morpho-logique que si le potentiel lithologique est assez contrastépour les préserver (Lagasquie et al., 2001). La mise en re-lief de vestiges d’une haute surface peut d’ailleurs être ren-forcée par une relative immunisation du plateau et de sesabrupts bordiers au cours du développement des étages in-férieurs, du fait d’un abaissement probable des nappesphréatiques et d’une moindre activité de l’altération de sub-surface (Twidale, 2002). Pouvant s’accompagner de la ré-duction de superficie des bassins-versants des hauts pla-teaux (Twidale, 2000 b), elle amplifie les effets de cesc o n t r ô l e s .
Le maintien prolongé de ces surfaces dans les paysagespeut correspondre à une insensibilité ou inertie permettant
leur conservation sous forme d’héritages, grâce à une résis-tance d’ordre lithologique ou morphologique. Des substratshomogènes tels que de grandes intrusions granitiques(Godard, 1965), une auto-protection liée à de grandes dimen-sions, à la faiblesse des pentes hors des zones de dissection,ou à la présence de formations superficielles indurées (Tw i-dale, 1985 b ; Brunsden, 1993 ; Godard et al., 2001) y sontfavorables. Elles peuvent aussi perdurer grâce à l’instaura-tion de conditions n’autorisant qu’une dégradation lente, enrégime cratonique. Sur la façade nord du Nordeste brésilien,les héritages les plus anciens remontent aux phases rift etpost-rift du Crétacé. Leur présence aux deux principauxniveaux topographiques de la région (fig. 12) s’expliqueaussi bien par la résistance de leur substrat (chapadas gré-seuses ou calcaires, massifs granitiques) que par un soulève-ment modéré, en particulier dans les régions côtières. Ay a n tpermis la préservation de paléopiémonts crétacés jusqu’àleur exhumation récente, ces conditions ralentissent la dis-section et les reculs d’escarpements, grâce à des phénomènesde résistance morphologique, le faible soulèvement des sur-faces planes empêchant le développement de systèmes depentes fortes favorables à une érosion vigoureuse.
Dans les régions d’épirogenèse dépourvues de reliefnotable, comme les pénéplaines primaires (Primärrumpf :Penck, 1924), un régime stationnaire peut s’instaurer prèsd’un niveau de base faiblement oscillant. Il correspond auxévolutions acycliques de Klein (1959, 1975, 1993, 1997 a,b ; fig. 10, fig. 14 c). Grâce à une regradation ou etchplana -tion qui n’a jamais à enlever des tranches de roches épaisses,la topographie peut rester semblable à elle-même tant queles conditions de la morphogénèse restent constantes oufluctuent dans des limites compatibles avec l’équilibremobile (Hack, 1960, 1975). Selon des données recueillies auJapon, la vitesse de soulèvement d’un relief de 100 m d’al-titude ne devrait pas dépasser 7,8 mm.ka-1 pour être équili-brée par celle de l’érosion (Ohmori, 2001). Ce régime s’éta-blit au-dessous d’un seuil cinétique très bas ou dans des sub-strats peu résistants (Hooke, 2003). Entre ce seuil et celuiau-dessus duquel fonctionne le régime stationnaire desgrands orogènes, se trouve le vaste domaine des formes oùérosion et mouvements verticaux ne parviennent pas às’équilibrer, interdisant la genèse d’aplanissements généra-lisés. Toute rupture de l’équilibre mobile des régions planes,équivalant aux variations rapides de « l’indice d’ablationpotentielle » de Klein (1993), produit un changement d’alti-tude et les ramène dans le domaine intermédaire de lareprise d’érosion.
Le régime d’équilibre dynamique suggéré par Hack (1975)pour l’évolution post-rift des Appalaches s’apparente à unrégime stationnaire, bien que des preuves de soulèvement dif-férentiel et de conservation d’héritages (Pazzaglia et Gardner,2000) montrent qu’il n’est pas généralisé. D’ailleurs, l’exis-tence de régimes stationnaires dans les domaines intraplaquesconsolidés ne va pas de soi, puisque la prédominance depentes faibles devrait rendre insensibles la plupart des pay-sages. On rencontre en effet de vastes aplanissements anciensau cœur de plusieurs continents, souvent découplés des varia-tions du niveau de base par l’interposition de bourrelets mar-
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Surfaces d’aplanissement et géodynamique
ginaux et donc peu sensibles aux reprises d’incision (Wi d-dowson, 1997 b). Cependant, le renouvellement des altériteset des surfaces s’y poursuit, multipliant les arguments qui ontpermis la mise au point des théories sur les processus d’e t c h -p l a n a t i o n et de pédiplanation.
Au total, l’aplanissement, favorisé dans les orogènes parla propension de la croûte continentale épaissie à s’étaler(Jolivet et Nataf, 1998) et/ou par l’alourdissement desracines crustales, semble représenter une tendance habi-tuelle de l’évolution des continents. La tendance à l’aplanis-sement parvient souvent à s’imposer au cours même demouvements épirogéniques et en fin d’orogénèse. Elle peuts’auto-entretenir ou se maintenir ensuite sur de longuespériodes, même en cas de maintien de racines crustales, auprix de leur alourdissement (Fischer, 2002) car l’existenced’une topographie déjà plane favorise les processus aréo-laires au détriment des autres (Twidale, 1983, 1985 a).
Ses marques peuvent perdurer, en particulier dans lesdomaines évoluant de façon prolongée en conditions peuagressives (climats arides ou semi-arides, surfaces couvertespar des glaciers à base froide). Certains paléopaysages sontrestés quasi-intacts depuis de longues périodes grâce à undécouplage par rapport aux régions voisines et au niveau debase. L‘Australie, relativement stable depuis 250 Ma aumoins, ou soumise depuis le Crétacé inférieur à des oscilla-tions verticales de quelques centaines de mètres d’ampli-tude, est ainsi l’un des continents les plus riches en paléo-paysages, en particulier de type etch surface, d’âge crétacé-tertiaire, triasique ou plus ancien (Ollier, 1991 ; Twidale,1997, 2000 a).
Remise en cause des aplanissements
et cycles géodynamiques
Beaucoup de surfaces d’aplanissement sont imparfaites,déformées et en voie de destruction. Le relief de larges par-ties des continents reste accidenté, ce qui traduit leur défor-mabilité et de perpétuelles remises en cause des équilibresdynamiques entre mouvements verticaux et érosion. Lasignification de l’aplanissement doit donc être nuancée :plutôt qu’un terme définitif de l’évolution du relief, ilconstitue une tendance temporairement prédominante (par-fois sur des centaines de millions d’années) dans une régiondonnée, entre des secteurs qui y échappent pour des raisonslithologiques ou autres, et d’autres où l’activité géodyna-mique interdit sa perpétuation ou son instauration.
Malgré l’inertie des formes correspondantes, liée à leurgéométrie, et à l’exception de noyaux cratoniques trèsstables où des processus très anciens de fusion ont favoriséla formation de granulites anorthositiques anhydres dans lacrôute profonde, la rendant résistante, légère et pratique-ment indestructible (Jackson et al., 2004), cette tendance esttoujours susceptible d’être renversée, au gré des réaménage-ments des continents. Se traduisant par des processusd’affrontement, d’accrétion et d’agglutination, de consolida-tion et de dislocation, au cours de cycles dits de Wilson(Murphy et Nance, 1991 ; Windley, 1995 ; fiengör, 1999),ils sont accompagnés de mouvements verticaux plus ou
moins localisés et importants. Les r sont accompagnés demouvements verticaux plus ou moins localisés et impor-tants. Les rythmes caractéristiques, sur plusieurs centainesde millions d’années, impliquent aussi des changementsenvironnementaux majeurs. C’est à cette échelle simplifica-trice que la notion de cycle, un cycle géodynamique oùinterviennent aussi de vastes transferts de matière horizon-taux et verticaux aux niveaux crustaux et mantelliques paraîtla plus appropriée, plus que celle d’un cycle d’érosion, pourdécrire l’évolution de la surface des continents. Les ten-dances régionales et de plus courte durée s’inscrivent dansdes évolutions trop diversifiées et complexes, trop marquéespar des contrôles structuraux, pour que des cycles, au sensde séquences répétitives et généralisables, ponctuées deremises à zéro du compteur de l’évolution morphologique, ysoient identifiés.
Conclusion
Les progrès récents des connaissances sur les processusd’aplanissement et leur place dans l’évolution des terresémergées comportent la reconnaissance de conditions tecto-niques favorables, principalement la participation d’unabaissement et d’un morcellement des volumes de reliefmontagneux, associés à l’effondrement gravitaire tardi-oro-génique, à l’alourdissement des racines crustales ou encoreau rifting diffus. Ils concernent aussi l’évaluation des duréeset des taux d’érosion impliqués. Parmi les mécanismes del’arasement, de nombreuses études privilégient les proces-sus de pédimentation et de pédiplanation, sous des condi-tions climatiques de type tropical ou semi-aride, maisd’autres phénomènes zonaux ou azonaux comme l’abrasionmarine sont impliqués dans l’élaboration de certains apla-nissements partiels et dans le perfectionnement d’aplanisse-ments étendus. Dans tous les cas, les durées en cause, del’ordre de 106 à 107 Ma, suggèrent que des alternances cli-matiques ont pu favoriser l’aplanissement, mais la placeexacte de processus concurrents et/ou alternés comme ceuxde crypto-altération (etching) et d’ablation (stripping), invo-qués dans le concept d’etchplanation, reste discutée. Leurparticipation à la regradation impliquée dans les évolutionsacycliques des domaines de plates-formes est avérée, enrelation avec des oscillations modérées du niveau de base.Plus encore que le backwearing impliqué dans la pédimen-tation, l’abaissement des surfaces parallèlement à elles-mêmes intervient dans l’aplanissement, en particulier enrelation avec les régimes stationnaires. Il préside au perfec-tionnement ou à l’entretien des surfaces déjà réalisées ouesquissées en régime cyclique lors des phases tectoniquesou vers leur fin.
La tendance à l’aplanissement peut être remise en causepar des changements de régime tectonique, associés ou nonà des variations climatiques et eustatiques, ce qui fait de cessurfaces des formes transitoires dont des témoins diverse-ment évolués persistent dans les reliefs. En dépit de diffi-cultés de datation et d’interprétation, la grande ampleur decertains de ces héritages, leur fréquent arrangement en dis-positifs étagés aux contrôles structuraux spécifiques, voire
leur association avec des formations superficielles révéla-trices des conditions paléo-environnementales de leur nais-sance ou de leur évolution ultérieure, en font des témoinsessentiels de l’histoire des continents.
Remerciements
Ce travail repose en partie sur les résultats de missionseffectuées grâce à l’appui de l’Université de Paris-Sor -bonne (Paris IV, DEPAM), de l’Université Fédérale duCeará (Fortaleza, Brésil) et du CNRS (IDES, UMR 8148,Université de Paris Sud). Il a bénéficié de l’assistance deF. Bonnaud (Paris IV) et d’utiles échanges avec de nom -b reux collègues, dont J.J. Dufaure, C. Klein, K. Lidmar-B e rgström, C.D. Ollier, C.R. Twidale, J.R. Va n n e y. Lesauteurs re m e rcient aussi Y. Battiau-Queney, M. Calvet,M . F o rt et Y. Lageat pour leurs commentaires constru c t i f squi ont beaucoup contribué à l’amélioration du manuscrit.
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