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L’analyse des formes structurales revisitée. Relations entre érosion différentielle, aplanissements et tectonique continentale

On the analysis of structural landforms and their links with differential erosion, erosion surfaces and continental tectonics
Jean-Jacques Dufaure
p. 159-176

Résumés

Le concept de tectonique globale complique l’analyse morphostructurale, tradition française qui insiste beaucoup sur l’érosion différentielle, facteur moins valorisé par la pratique anglo-saxonne de la Tectonic Geomorphology. Même relativisée selon les systèmes morphogéniques, c’est pourtant la clef d’explication des formes dérivées par rajeunissement d’un aplanissement ou par exhumation et révélation de formes fossilisées. Elle valorise les contrastes de résistance au sein des volumes tectoniques en phase avec le potentiel érosif ; le couplage entre tectonique et érosion relativise la distinction entre formes primitives et formes dérivées issues des reliefs en structure plissée et complique la définition des reliefs de faille. Des découplages permettent l’insertion d’aplanissements partiels dans les tectoniques superposées, surtout en situation de piémont. L’expression ponctuelle de la néotectonique sur les entités passives à mouvements épirogéniques est marginale par rapport à la sculpture différentielle des formes à partir de surfaces héritées, témoins précieux pour détecter les déformations à grand rayon de courbure et les flexures ou failles les affectant.

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Errata

Article soumis le 15 juillet 2006, accepté le 29 mai 2007.

Notes de la rédaction

Remerciements de l’auteur
Ce texte a bénéficié, de longue date, des échanges que j’ai eus avec les nombreux collègues géomorphologues qui ont partagé l’attachement au message de la géomorphologie structurale à la française, avec quelques moments forts lors de la préparation du volume d’Hommage à Pierre Birot.

Texte intégral

Introduction

1Une récente globalisation planétaire de la géomorphologie structurale (Peulvast et Vanney, 2002) souligne la singularité des reliefs de notre planète, champ d’affrontements énergétiques. La tectonique active crée un potentiel érosif exploité à plein sur les continents. À la différence des fonds océaniques, où s’active le moteur tectonique et qui abrite un stock d’eau gigantesque et régulateur, l’épiderme émergé est soumis à une active dénudation, résultat de l’inlassable machine atmosphérique (cycle de l’eau) dont l’efficacité varie selon des systèmes morphoclimatiques eux-mêmes soumis à des variations de périodicités astronomiques et affectés par la distribution entre océans et continents (moussons, diagonales arides, stockages de glace polaires...) que la dérive modifie. Si bien que dans le temps profond tout continent aura été balayé par des séquences morphogéniques successives dont la sommation est peut-être à l’origine des grands aplanissements hérités qui caractérisent les cratons. Certes les amincissements crustaux par tectonique distensive économisent l’ablation nécessaire pour y parvenir (Peulvast et Claudino Sales, 2005), mais est-ce suffisant ? Le recours aux systèmes tropicaux (pour simplifier le débat backwearing – downwearing) répond-il au défi ? Les aplanissements archéens (Peulvast et Vanney, 2002) avant l’apparition des forêts denses sont liés à des déserts biologiques aux conditions morphogéniques indéterminables. La vie sur Terre oriente son évolution vers une variabilité accrue et complique la question de la cyclicité des phénomènes, invalidant peut-être le concept lui-même (Phillips, 2002). Qu’on la déclare donc utopique ou qu’on y cherche la clef des aplanissements hérités, l’évolution cyclique vers la pénéplaine ou la pédiplaine ne peut plus se réduire à l’atténuation progressive d’un stimulus tectonique démiurgique. La machine tectonique planétaire inlassable est vouée à redistribuer les cartes. Les interactions entre tectonique et érosion sont donc la clef de l’analyse morphostructurale. À l’échelle méga géomorphologique, force est de privilégier la clef de la tectonique globale (grandes chaînes et leurs piémonts, épaules de rifts, bourrelets et escarpements de marge passive, massifs anciens, boucliers) ; la balance tectonique – érosion passe par des estimations globales de bilans (taux de surrection – taux d’ablation ; transferts dans des intégrateurs sédimentaires). À moyenne échelle, celle des formes élémentaires, la déformation peut se lire directement (pendage, rejet) mais est-elle primitive ? Tout le problème est de différencier déformations récentes et simples héritages mis en valeur par l’érosion différentielle, même si, bien sûr, cette dernière représente la réaction de l’érosion à des déformations d’échelle englobante ou méga géomorphologique. Cela fut la problématique, voire l’obsession de l’École française de géomorphologie structurale, sur laquelle nous revenons ici pour plaider la validité de cette démarche qui doit pouvoir s’adapter au paradigme de la tectonique globale. C’est une affaire d’emboîtement d’échelles. Cette attention à la médiation de l’érosion différentielle nous sépare de la vision sous-tendant, dans la ligne de Penck (le fils), les études de Tectonic Geomorphology et/ou de Morphotectonics (Burbank et Anderson, 2001 ; Scheidegger, 2004).

Érosion différentielle et aplanissements dans la genèse des formes structurales

Le concept d’évolution géomorphologique

2L’analyse des formes structurales est une longue tradition française (Dufaure et Dumas, 1993), dans la filiation vidalienne (de Martonne, 1926, jusqu’à Birot, 1958a, et même Tricart, 1968). Les principes de base traditionnels sont ceux de l’évolution des formes du relief, les formes primitives (relief tectonique, topographie d’émersion) avançant vers des formes toujours plus dérivées au cours du temps, soit dans le cadre d’un cycle d’érosion (évolution monocyclique), soit dans le cadre de deux ou de plusieurs cycles d’érosion lorsqu’un rajeunissement affecte une topographie donnée ayant atteint ou non le stade de l’aplanissement (évolution bi- ou polycyclique). Les formes dérivées sont l’œuvre de l’érosion différentielle excavant les roches tendres, les dépressions résultantes n’ayant pas dans ce scénario le statut d’aplanissement partiel. Ces principes ont nourri une pratique pédagogique dans le cadre d’exercices cartographiques, dans la lignée de Davis, inculquant la distinction entre les nobles lambeaux culminants de surfaces nivelant les roches dures et les banales dépressions en roche tendre. Ainsi reconstituait-on l’évolution géomorphologique d’une contrée, conclusion obligée des commentaires de cartes. Non sans pertinence : les surfaces en roche dure signent le temps long de l’évolution, les dépressions le temps court de la dissection par un chevelu hydrographique hiérarchisé qui s’insinue dans les affleurements de roche tendre, mettant en valeur le dispositif structural dérivé. Au fond, la terminologie évolutive davisienne (con-, sub-, obséquent) reflétait mieux cette action que les termes à référence structurale (cata-, ortho-, anaclinal), prétendument plus neutres et donc plus objectifs. En fait ils déplacent le curseur vers l’entrée tectonique et minimisent implicitement le rôle de la sculpture fluviatile différentielle.

3On peut s’interroger sur l’universalité de ces principes face aux systèmes morphogéniques favorables à la genèse d’aplanissements partiels cadrant mal avec la dissection fluviatile. Telles les dépressions monoclinales semi-arides où l’ouverture du tapis végétal favorise les ruissellements aréolaires. Dans un même cadre évolutif (cuesta, crêt, etc.) on observe une mise en valeur maniaque des formes dérivées (micro-chevrons des revers, corniches superbes) et un façonnement des dépressions en aplanissements partiels, glacis d’érosion (ou d’ablation) immenses tronquant les roches meubles. Remarquons tout de même que ces glacis, agents perfectionnistes de l’érosion différentielle, sont dans la même hiérarchie spatio-temporelle que les dépressions engendrées par l’incision fluviale : ils couvrent généralement la même courte durée du Pléistocène, avec leurs étagements morphoclimatiques (cf. la célèbre chronostratigraphie du Quaternaire d’Afrique du Nord : par exemple Coque, 1993) homologues des terrasses fluviales en systèmes tempérés et froids.

4Mais qu’en est-il lorsque les niveaux partiels tronquent des roches massives ? Sous forme de cônes rocheux et de pédiments, sur calcaires comme sur roches cristallines, ou sous des formes d’alvéolisation plus différenciées selon la lithologie (corrosion des poljés et des Karstrandebene, alvéoles granitiques, etc.). On peut pointer les faiblesses des roches réputées dures (fracturation, hétérogénéité chimique), mais comment échapper à la médiation d’une altération préparatoire à la mobilisation des solutés et des débris meubles, difficilement comparable au temps court de l’excavation de roches intrinsèquement meubles ? Et pourtant, la géométrie de toutes ces formes peut être étrangement semblable. La sélectivité s’exprime alors par rapport à la météorisation préalable (essentiellement géochimique), thème labouré depuis quarante ans dans les socles à la suite de Birot (Godard et al., 2001) : crêts de quartzites, de leptynites, cornéennes, rhyolites, granites stratoïdes, etc. dominant un fond indifférencié de schistes cristallins et de granites calco-alcalins, sans compter les cuestas des complexes basiques et ultra-basiques (Lageat, 1989), géométries monoclinales mimétiques des structures sédimentaires. En fait, l’approfondissement de nos savoirs sur l’érosion différentielle dans les socles débouche sur l’extension logique de la notion de forme structurale aux mises en place intrusives des cratons. Celles-ci s’incarnent en dômes cristallins tout en convexités que Birot (1958b, à partir de la baie de Rio) avait proposé comme type sans être bien suivi, car on a généralisé le terme d’inselberg (on évoque même le « modelé d’inselberg »), dont l’étymologie devrait le réserver à définir un relief résiduel isolé, dû à la résistance (Hartling) ou à l’éloignement (Fernling). Si l’inselberg est un Hartling, ce qui est fréquent, l’aplanissement qu’il domine est une manifestation d’érosion différentielle, certes de longue durée. On touche une limite de la relation entre érosion différentielle et aplanissements, entre temps court et temps long, ce qui relativise une vision trop cyclique de la genèse des formes structurales. Mais à l’échelle des formes élémentaires, on rencontre aussi des ambiguïtés dans la distinction entre formes primitives et formes dérivées tenant à la difficulté de doser en temps réel les causalités endogènes et exogènes.

Genèse des formes structurales : postulats simples et situations-limites

5Ou bien les formes dites primitives expriment directement la tectonique ou bien les formes dites dérivées sont dégagées par érosion différentielle. Mais on se heurte à un problème d’échelle : le temps géologique n’est instantané que dans le cas des reliefs postiches du volcanisme et des scarplets (fig. 1) des failles actives.

Fig. 1 – Le scarplet de Kaparelli (séisme de Béotie, mars 1981).
Fig. 1 – The Kaparelli scarplet (Voiotia earthquake, March 1981).

Fig. 1 – Le scarplet de Kaparelli (séisme de Béotie, mars 1981).Fig. 1 – The Kaparelli scarplet (Voiotia earthquake, March 1981).

Haut de 0,5 à 1 m, il affecte les roches tendres du Néogène béotien dans lesquelles sa longévité est compromise. Mais, à long terme, la récurrence de scarplets analogues est de nature à expliquer l’entretien de l’escarpement de faille originel malgré la friabilité du matériel (cliché J.-J. Dufaure, 4 septembre 1983).
It is 0.5 to 1 m high but cuts soft Neogene rocks. Scope for its long-term survival as a landform is therefore probably low. Nevertheless, over the long term, repeated scarplet formation is likely to explain the persistence of such a fault scarp in the landscape despite the softness of the bedrock (Photo J.-J. Dufaure, 9-4-1983).

6L’interaction entre tectonique et érosion est donc inéluctable. La pratique française tendait plus ou moins à contourner la difficulté en considérant de facto, et de façon parfois assez académique, les formes primitives comme les résidus d’une analyse privilégiant le bilan de l’érosion différentielle, au risque de gommer d’authentiques rémanences néotectoniques. Académisme inverse aujourd’hui : le mobilisme paraît justifier une clef néotectonique universelle et la géomorphologie tend à être instrumentalisée comme marqueur de la néotectonique (Burbank et Anderson, 2001 ; Delcaillau, 2004 ; Scheidegger, 2004). Partons donc de situations-limites, fréquentes, qui débouchent sur des certitudes.

7En premier lieu, dans les scénarios bicycliques, la présence d’un aplanissement, même partiel, nivelant les structures prouve que leur dégagement différentiel ne doit rien à la néotectonique. C’est le cas de l’escarpement de ligne de faille rajeuni, forme dérivée en tous points antithétique de l’escarpement de faille originel, forme vraiment primitive, éventuellement active et sismogène. Opposition si claire que l’on ne comprend guère les approximations persistantes dans l’emploi de ces définitions. En revanche, la distinction supplémentaire (rajeuni direct et rajeuni inversé) selon que l’escarpement de ligne de faille a, ou non, le même regard que la faille nivelée, n’a qu’une valeur pédagogique, sans grand intérêt évolutif ; a fortiori s’agissant de l’escarpement double, combinaison des deux types à partir de l’exploitation de la même ligne de faille. Dans tous ces cas de figure, la faille est inactive et les regards des escarpements, en roche dure, par rapport aux compartiments excavés ne reflètent que les aléas du recoupement de l’échelle lithostratigraphique dans chaque bloc par la surface d’érosion. En système plissé, la situation parallèle est commodément qualifiée de relief appalachien alors que les aplanissements des Appalaches posent des problèmes d’interprétation (Peulvast et Vanney, 2001). On remarque aussi que les formes dérivées n’auraient pas une homothétie suffisante avec des plis primitifs dits jurassiens, l’aplanissement ayant nivelé le bâti à un niveau structural relativement profond, d’où la généralisation des crêts pentus et des barres plutôt que des synclinaux perchés et des monts dérivés (cf. toutefois les fameux fonds de canoë, les bouts de cigare). Malgré tout, le relief appalachien reste une bonne grille de lecture pour tout dégagement différentiel de plis inactifs et nivelés (Giusti, 2006). Mais certaines extensions du terme (pseudo-, crêt appalachien résiduel : Klein, 1975, 1990) sortent de l’épure car ils renvoient au cas des inselbergs, s’agissant en pratique d’Hartlinge, dont on n’a pas de preuve qu’ils puissent dériver d’un aplanissement ancien.

8Une seconde situation limite, celle des formes dérivées par exhumation et révélation, focalisait moins l’attention car elle n’entrait pas dans le scénario pédagogiquement plus simple du rajeunissement différentiel d’un aplanissement. De fait, ce dernier a une tout autre signification morphotectonique. Birot (1937) en avait eu l’expérience dans sa thèse, d’où son intérêt pour les cas d’exhumation de formes structurales par déblaiement de dépôts fossilisateurs meubles. Ce peut être un escarpement de ligne de faille exhumé avec, comme cas d’école, les rebords du fossé de Quinson exhumés du prisme détritique de Valensole suite à l’épigénie du Verdon. Ce peut être aussi un relief de plissement exhumé comme sur le versant catalan des Pyrénées orientales (Birot, 1937). Ces deux exemples présentent des analogies : à la marge d’une chaîne, une première phase, ductile ou cassante, débouche sur des formes structurales dont l’évolution s’interrompt par mutation de la marge en bassin activement comblé. L’exhumation implique une reprise d’érosion liée à une inversion tectonique qui reste à expliquer et qui peut être un nouveau plissement, d’où la genèse de formes de deuxième génération. C’est aussi une inversion tectonique globale qui provoque l’apparition d’escarpements de ligne de faille révélés par l’érosion différentielle du remplissage meuble de fossés qui s’étaient affaissés le long de crypto-failles en extension (exemple : la fracturation oligocène des Limagnes). Ce modèle est le seul où la faille primitive n’a jamais existé à l’air libre, d’où le concept de révélation. Le problème de l’appréciation des interférences entre l’érosion différentielle et la tectonique, très présent ici, se pose en fait dès qu’on sort du cadre bicyclique stricto sensu, avec un nivellement clair des structures primitives. Dès lors, la distinction entre formes primitives et formes dérivées n’est pas aussi simple que le vocabulaire le laisse entendre.

Problèmes d’interprétation des reliefs de plissement

Les formes de première génération

9Partons volontairement des formes simples jurassiennes et préalpines (Blache, 1925), indépendamment de la complexité de la cinématique à laquelle elles correspondent, plis de rampe, plis de propagation, etc. (Peulvast et Vanney, 2002 ; Delcaillau, 2004) qui posent des problèmes de typologie d’ordre géodynamique et non vraiment géomorphologique. Les formes primitives (mont, val) y désignent les anticlinaux et synclinaux du plus haut niveau structural et les formes dérivées (combe, val perché, mont dérivé) leur évolution par une érosion différentielle exacerbée par le haut potentiel érosif, d’où la vigueur des crêts en inversion de relief. Irréprochable sur le plan descriptif, ce vocabulaire court-circuite des questions de fond.

10Première question : les formes primitives le sont-elles en toute rigueur ? En pratique, c’est la première couche dure dégagée qui arme le binôme réputé primitif ; le val conserve du reste un feutrage tendre, vestige des séries détritiques supérieures (prismes d’accrétion lato sensu), qui ont enregistré la déformation primitive. Conscient de l’ambiguïté, Birot proposait, mais sans succès, de qualifier les formes matérialisant en roche dure la géométrie primitive du pli de pénéprimitives. L’intumescence primitive, à l’image de l’anticlinal émergent de Pakuashan dans les foothills de Taiwan (Delcaillau, 2004), est transitoire faute de résistance suffisante (cyclothèmes gréso-pélitiques brefs) si bien que, d’emblée, le couplage tectonique–érosion tend à un équilibre dynamique en régime de haute énergie (front des Siwaliks, chaîne centrale de Taiwan : Delcaillau, 2004) ; l’intense dissection en phase avec la croissance du potentiel érosif amène une certaine subégalité des crêtes de recoupement (Gipfelflur). Mais tout contraste lithologique sous-jacent permet à l’érosion différentielle de faire apparaître les formes structurales : c’est le relief jurassien-préalpin sous la molasse alpine. Sans exclure que des discontinuités soient déjà exploitées par érosion différentielle dans la masse des prismes d’accrétion plissés. C’est ainsi que l’on reconnaît : des radeaux allochtones (slumpings géants du Wildflysch) armant des reliefs spectaculaires et baroques (Carpates, Apennin, Tell...) sans relation avec la géométrie du plissement, d’où des confusions possibles avec des klippes (allochtonie due au plissement) ou avec des blocs faillés (malgré le dessin fantasque des bordures) ; ou encore des galettes conglomératiques (molasse proximale) reprises dans d’intenses replis donnant des barres, comme en Grèce sur le front ionien (Dufaure, 1975), ou ployées en cuvettes cernées de crêts externes dont l’isolement altier fait l’effet d’un « relief résiduel » (Monte Ascensione de la marge apenninique adriatique, vu par Demangeot, 1965). Ainsi les reliefs de plissement élémentaires sont des formes dégagées par érosion différentielle de séries surincombantes impropres à leur expression primitive, à la faveur de séries contrastées à cyclothèmes longs, calcaro– ou gréso-pélitiques. La déformation souple résulte de cette situation et de la forte charge des séries détritiques supérieures. C’est le cas des séries sédimentaires d’avant-pays, des plateformes carbonatées et des sillons pélagiques, comme dans l’arc égéen.

11Deuxième question : est-il possible de distinguer entre formes primitives et formes dérivées dans les chaînes récentes ? Cette distinction n’a pas la même signification que dans l’évolution bicyclique. Dans une chaîne récente, les reliefs issus du plissement sont de facto contemporains, l’évolution programmée selon laquelle un mont primitif évolue en combe–val perché puis en mont dérivé ne valant qu’à l’échelle individuelle. Blache notait que l’opposition entre les formes primitives du Vercors et les formes dérivées de la Chartreuse ne reflétait que le rapport géométrique entre l’élévation structurale d’une même série et la profondeur de la dissection : les synclinaux perchés urgoniens et les monts dérivés tithoniques de la Chartreuse ne sont pas plus évolués à l’échelle préalpine (Blache, 1931). Ses remarques visaient l’esprit dit évolutif de l’école de Paris, « coupable » d’erreurs d’appréciation dans ces mêmes massifs subalpins (Cholley, 1925), ce qui n’était d’ailleurs qu’un des contentieux opposant alors les écoles de Grenoble et de Paris (Dufaure et Dumas, 1993 ; Broc, 2001).

12Autre source de confusion avec la distinction entre crêt et front de chevauchement, parfaitement cadrée a priori : le crêt est une inversion de relief mais sa puissante corniche mime un chevauchement actif. On peut être perplexe sur le terrain et se laisser aller, pour faire vite, à une désignation provisoire de crêt de chevauchement. Mais on confond ainsi un élément clef du plissement actif avec une forme dérivée ou, inversement, on explique par la néotectonique un escarpement de pli-faille hérité du seul dégagement différentiel et qui recule en crêt. Il faut donc faire la distinction, et quelques critères peuvent aider : caractère sismogène ou non, chevelu anaclinal plus ou moins ramifié, déformation (ou non) des terrasses fluviatiles (Bléone pour le front subalpin, cf. Jorda, 1982 ; nombreux cas himalayens, cf. Delcaillau, 2004), évolution des brèches d’écroulement, etc. Bref, une étude de terrain classique. Mais il peut subsister une marge d’indécision car ces formes coexistent dans les grandes chaînes, dotées d’une telle longévité qu’il n’y a pas place pour les évolutions univoques.

Formes structurales de plissement et tectoniques superposées

13Les tectoniques superposées (Aubouin, 1973), expression du mobilisme global, compliquent la genèse des reliefs de plissement. L’érosion profite des intervalles de mutations des champs de contrainte, voire des blocages, jusqu’à des aplanissements partiels qui interféreront avec de nouvelles déformations.

14Un premier cas de figure est celui des reliefs de plissements de nappes avec reprises néotectoniques. Les formidables piles de lames chevauchantes des collisions de plaques continentales doivent à leur armature cratonique très résistante d’entretenir une géométrie culminante taraudée par l’intense dissection glacio-fluviatile, sur le modèle emblématique de l’hyper-collision himalayenne. Mais il n’en va pas de même quand une cinématique analogue déplace des zones isopiques différenciées. Si chacune présente une échelle lithostratigraphique sommaire (base pélito-schisteuse, corps calcaire, flysch sommital), leur superposition en nappes de charriage (avec des lames d’ophiolites obductées, comme la Mirdita albanaise), les amène à construire une échelle diversifiée, sous réserve des rabotages basaux (fig. 2).

Fig. 2 – Formes structurales dans les plissements de nappes de l’arc égéen (Péloponnèse).
Fig. 2 – Structural landforms in the re-folded overthrust nappes of the Aegean Arc (Peloponnese).

Fig. 2 – Formes structurales dans les plissements de nappes de l’arc égéen (Péloponnèse).Fig. 2 – Structural landforms in the re-folded overthrust nappes of the Aegean Arc (Peloponnese).

Synclinaux de nappes replissés (fronts d’écailles), formes dérivées (combes-fenêtres, synclinaux perchés, monts dérivés) dans des voussoirs tardi-orogéniques repris par la néotectonique plio-pléistocène. 1-2 : unités internes (lame ophiolitique obductée ; plateforme carbonatée de Trapezona) ; 3 : nappe d’Olonos (flysch, calcaires pélagiques, radiolarites) ; 4 : nappe de Tripolitza (flysch, calcaires néritiques, substrat schisteux) ; 5 : parautochtone épimétamorphique ionien (Taÿgète : calcschistes, marbres) ; 6-7 : failles listriques et charriages majeurs (6), mineurs (7). (D’après Dufaure, 1975).
Synclines of re-folded nappes (imbricate structures), and eroded simple fold structures (windows, perched synclines, anticlinal inlier hill) developed in late-orogenic uplifts and reworked by Pliocene to Pleistocene neotectonics. 1-2: internal units (obducted ophiolitic slab; limestone platform of Trapezona); 3: Olonos Nappe (flysch, pelagic limestone, radiolarites); 4: Tripolitza Nappe (flysch, neritic limestone, schist); 5: Ionian epimetamorphic parautochtonous bedrock (Taiyetos: calcschists, marble); 6-7: major (6) and minor (7) listric faults and thrust-planes. (After Dufaure, 1975).

15Un nouveau serrage crée alors un plissement régulier, avec une telle différence de potentiel entre les synclinaux de nappes, écaillés, et les voussoirs, que ces derniers sont vite décalottés, d’où de grandioses formes dérivées. Mais les monts dérivés les plus éminents au sein des combes-fenêtres sont-ils le seul produit de l’érosion différentielle ou n’ont-ils pas profité du jeu néotectonique de failles normales directionnelles ? C’est certain pour le Ménale et le Taÿgète (Dufaure, 1975), exemples qui soulignent la relativité de la distinction entre formes primitives et formes dérivées face à la complexité du couplage entre tectonique et érosion. En outre, la rupture assez brève entre la compression miocène et l’extension plio-pléistocène s’est traduite par une recrudescence de l’érosion responsable du démantèlement des voussoirs mais aussi du façonnement d’aplanissements partiels. Aménagements karstiques des synclinaux (prodromes de grands poljés quaternaires grâce aux barrages néotectoniques), cônes rocheux et pédiments calcaires localement (Dufaure, 1985), ils vont jusqu’à l’arasement de piémonts de grande envergure sur le front sud-ouest de l’arc égéen (fig. 3), aux dépens des synclinaux de nappes au pied du Taÿgète.

Fig. 3 – Surfaces de piémont et tectonique autour du golfe de Messénie (Péloponnèse).
Fig. 3 – Piedmont surfaces and tectonics around the gulf of Messinia (Peloponnese).

Fig. 3 – Surfaces de piémont et tectonique autour du golfe de Messénie (Péloponnèse).Fig. 3 – Piedmont surfaces and tectonics around the gulf of Messinia (Peloponnese).

A : rebord oriental (Magne). La « rasa » est un pédiment sur marbres fini-miocènes dont la fracturation en extension a été fossilisée par des calcarénites pliocènes (escarpement enrobé) incrustées dans des grottes et sur des platiers de la mégafalaise. Failles sous-marines sismogènes. 1-2 : nappe de Tripolitza (calcaires, schistes) ; 3 : marbres du Taÿgète ; 4 : colluvions ; 5 : groizes ; 6 : sables et calcarénites pliocènes ; 7 : reliques conglomératiques. B : péninsule de Messénie. La surface de Zizani se corrèle au piémont du Magne car elle est jalonnée d’épandages comprenant des galets en provenance du Taÿgète (quartzites ; conglomérats métamorphiques). Évolution plio-pléistocène parallèle au rebord maniote, le Pliocène marin de Coron remanie à sa base des galets siliceux des dépôts de Zizani. 1 : flysch conglomératique externe ; 2-3-4 : nappe d’Olonos (2, radiolarites ; 3, calcaires à silex ; 4, calcaires en plaquettes) ; 5 : Pliocène marin ; 6 : aplanissement miocène et résidus siliceux ; 7: surface d’abrasion marine pliocène. (D’après Dufaure, 1975, 1994).
A: eastern edge (Mani). The“ rasa ” is a late Miocene pediment cutting marbles. Extensional faults affecting the landform have been buried by Pliocene calcarenites that drape sea-caves and wave-cut platforms on the cliff. Submarine faults are seismogenic. 1-2: Tripolitza Nappe (limestone; schist); 3: Taiyetos marble; 4: colluvial deposits; 5: scree talus; 6: Pliocene sand and calcarenite; 7: remnants of fanglomerates. B: Messinia peninsula. The Zizani surface correlates with the Mani pediment because it is covered by fanglomerates with pebbles sourced by the Taiyetos mountains. The Pliocene-Pleistocene evolution is identical to that of the Mani piedmont, with the marine Pliocene deposits at Koroni containing reworked pebbles from the Zizani deposits. 1: External conglomeratic flysch; 2-3-4: Olonos Nappe (2, radiolarites; 3, silicic limestone; 3, platy limestone); 5: Pliocene (marine); 6: Miocene erosion surface covered with siliciclastic pebbles; 7: wave-cut Pliocene surface.( After Dufaure, 1975, 1984).

16L’ouverture pliocène du golfe de Messénie (failles du Magne et de Coron : fig. 4) inaugure la mobilité actuelle (sismicité des îles ioniennes, de Calamata) sur cette marge active où la compression explique peut-être le ploiement de la surface de Messénie et sûrement les bombements primitifs enregistrés par des niveaux marins pléistocènes sur les presqu’îles (Killini, Katakolon : Dufaure et Zamanis, 1981). Les remontées de gypses anté-triasiques selon un modèle proche des dômes de sel du Zagros (remontée d’évaporites profondes à la faveur des cisaillements compressifs) ont en outre contribué à ces déformations complexes et à leur expression morphologique.

Fig. 4 – La côte du Magne au-dessus du golfe de Messénie (Sud du Péloponnèse).
Fig. 4 – The Mani coast above the gulf of Messinia (southern Peloponnese).

Fig. 4 – La côte du Magne au-dessus du golfe de Messénie (Sud du Péloponnèse).Fig. 4 – The Mani coast above the gulf of Messinia (southern Peloponnese).

Cette photo illustre la fig. 3. Front résiduel des marbres du Taÿgète, vers 600 m d’altitude (cœur d’un grand anticlinal de nappes), pédiment fini-miocène sur marbre, à 300 m d’altitude, interrompu par la « mégafalaise » résultant de la fracturation pliocène du golfe de Messénie (au premier plan, rentrant de la baie de Vitylo, sur 1,5 km). Elle est plus ou moins enrobée de calcarénites pliocènes incrustées (non visibles à l’échelle de la photo) et ravivée à sa base par la falaise morte de la plage tyrrhénienne à Strombus bubonius (platier blanc) recouverte d’éboulis du Pléistocène récent (cliché J.-J. Dufaure).
This photograph illustrates fig. 3 and shows the residual front of the Taiyetos marble at ca 600 m asl (centre of a large anticlinal nappe stack). Note the pediment cut at 300 m asl in the late Miocene marble outcrop interrupted by the great Pliocene cliff line formed by downfaulting of the gulf of Messinia (in the foreground, re-entrant of Itilo Bay over a distance of 1.5 km). The cliff is partly covered by encrusted Pliocene calcarenites (invisible at this scale), and rejuvenated at its foot by the dead cliff of the Strombus bubonius Tyrrhenian shoreline (white wave-cut platform), which is itself covered by late Pleistocene scree deposits (Photo J.-J. Dufaure).

17Un deuxième cas de figure est celui des perturbations halocinétiques. Ces accidents sont une des causes principales de la haute complexité d’évolution des formes de plissement, et le Trias germanique post-hercynien est souvent en cause. Ainsi quand les ruptures d’une chape calcaire plissée (mini-rift, déchirure) ouvrent la voie à des interférences complexes (couloirs de la chaîne ibérique : cf. Moissenet, in Dufaure, 1996, et fig. 5).

Fig. 5 – Formes structurales des déchirures triasiques du Sud de la chaîne ibérique.
Fig. 5 – Structural landforms developed as a result of Triassic rifting, southern Iberian Range.

Fig. 5 – Formes structurales des déchirures triasiques du Sud de la chaîne ibérique.Fig. 5 – Structural landforms developed as a result of Triassic rifting, southern Iberian Range.

Suite à l’extension miocène et à la montée diapirique consécutive du Keuper accumulé à un niveau dysharmonique, les cuvettes continentales (à brève incursion marine à Ayora) évoluent dans un cadre de mobilité tectonique fortement accrue par halocinèse, allant jusqu’à l’évolution en rimsynclines (Landete, Bicorp-Quesa). À aucun moment les playas ne se prolongent par des pédiments bordiers. 1 : lames calcaro-dolomitiques de Muschelkalk ; 2 : Keuper évaporitique ; 3 : Jurassique-Crétacé calcaro-dolomitique ; 4 : Miocène marin ; 5 : Mio-Pliocène détritique rouge ; 6 : paramos calcaires ; 7 : brèches de piémont (Pléistocène ancien). (D’après Moissenet, in Hommage à P. Birot, 1984).
Following Miocene extension and consecutive diapiric emplacement of Keuper gypsum at levels corresponding to tectonic unconformities, the continental basins (with a brief marine incursion at Ayora) developed in a tectonically unstable setting exacerbated by halokinesis and leading to the formation of rimsynclines (Landete, Bicorp-Quesa). Note that the playas do not extend into peripheral pediments. 1: plates of magnesian limestone (Muschelkalk); 2: Triassic gypsum; 3: Jurassic and Cretaceous magnesian limestone; 4: Miocene (marine); 5: Miocene to Pliocene red beds; 6: calcareous paramos; 7: piedmont breccia (Lower Pleistocene). (After Moissenet, in Hommage à P. Birot, 1984).

18Des playas endoréiques, avec de rares incursions marines, sont scindées par foisonnement diapirique et déformées en rimsynclines ; jouant les monts dérivés surgissent des barres désordonnées de Muschelkalk dans les évaporites. La bizarrerie de ces innombrables perturbations condamne tout essai typologique dans les systèmes plissés nord-africains, mais aussi provençaux, où les exemples sont pourtant nombreux. Les particularités de ces derniers entrent dans le cadre du concept de morphotectonique tel qu’il a été formalisé au Laboratoire de Géographie physique de la Faculté des Sciences de l’université de Paris (Lutaud, 1935, 1957 ; Glangeaud, 1949), alors en concurrence avec la Géographie physique de la Faculté des Lettres (de Martonne). C’est pour cette raison historique que nous maintenons ce terme, comme d’ailleurs Peulvast et Vanney (2001, 2002), bien qu’il ne soit évidemment pas synonyme de morphotectonics qui, lui, appartient à la mouvance épistémologique de la Tectonic Geomorphology (Scheidegger, 2004). Le hiatus entre l’orogenèse pyrénéo-provençale et le serrage alpin a permis l’insertion d’aplanissements partiels fragilisant les monts primitifs qui sont alors rompus en fronts de chevauchement débordant sur les cuvettes de la phase morphogénique intermédiaire. Sur les Plans de Provence, la superposition de plusieurs phases (Lutaud, 1957) a compliqué les figures, par amplification des contacts anormaux avec le concours actif du Trias évaporitique : blagues à tabac, déchirures très désordonnées, évidées aujourd’hui par érosion différentielle. Un peu différente est l’explication proposée naguère des anomalies du relief du Jura des plateaux (Glangeaud, 1949) : des blocs faillés calcaires en extension, plus ou moins retouchés par le karst, auraient été ployés par la compression péri-alpine (failles-plis, pincées).

19Ce modèle déborde ces contextes morphostructuraux où il a été conçu. Par exemple dans le Sud-Est de l’Iran, les reliefs de type jurassien de la terminaison orientale du Zagros, pris en écharpe par un accident transformant, ont été partiellement arasés par les glacis de piémont du Kuh-e-Zendan (unité du Makran). Ils sont cisaillés par des chevauchements (fig. 6A) car la compression se poursuit, affectant les terrasses des grands oueds dont les cluses répondent à la composante verticale des déformations (Dufaure, 1978).

Fig. 6A – Évolution du pli de Minab (contact Makran–Zagros, sud-est de l’Iran).
Fig. 6A – Evolution of the Minab fold (Makran–Zagros contact, southeastern Iran).

Fig. 6A – Évolution du pli de Minab (contact Makran–Zagros, sud-est de l’Iran).Fig. 6A – Evolution of the Minab fold (Makran–Zagros contact, southeastern Iran).

À gauche (ouest), éventail détritique du Pléistocène Moyen chevauché à l’est par l’anticlinal de Minab (Mio-Pliocène marno-sableux du Zagros), activement dilacéré par les oueds qui répondent à la composante verticale de la compression. Le pli avait été arasé par des glacis de piedmont en fonction du grand accident du Koh-e-Zendan plus à l’est (hors de la photo) (cliché J.-J. Dufaure).
To the left (W) a Middle Pleistocene fan is overthrust eastward by the Minab anticline (Miocene to Pliocene marls and sands), and strongly dissected by wadis in response to the related vertical uplift. Further along its strike to the east (though not visible here), this same fold has been bevelled by pediments cutting back from the piedmont (Photo J.-J. Dufaure).

20Dans tous ces cas et une foule de variantes, l’intercalation de niveaux d’érosion introduit des hiatus orientant la cinématique du second plissement à sec vers des ruptures fragiles (chevauchements, failles plates). Autant de facilitations des recouvrements épiglyptiques, dont la définition est cependant plus générale (contacts anormaux sur un relief préexistant) et implique une reprise tectonique très énergique susceptible de provoquer des déplacements d’envergure même sur des reliefs encore très différenciés.

Les reliefs de faille entre sismotectonique et héritages

21Si la distinction entre escarpement originel et escarpement de ligne de faille est dichotomique, reste que, comme pour les plis, le départ entre la forme primitive et celle modifiée par l’érosion n’est pas si aisée, et le néophyte peut être perplexe face à ces énigmes de Sphinx que sont les grandes murailles faillées. L’escarpement composite n’est pas une échappatoire car il associe des segments bien définis pour eux-mêmes : un sommet originel et une base de ligne de faille. Ces reliefs altiers rythment les mégastructures distensives (rifts, ranges, épaulements de bourrelets, etc.) mais, en régime compressif, les failles inverses à pendage ≥ 45°, engendrant un fort volume de relief, offrent des formes d’évolution convergentes, les failles plates renvoyant aux chevauchements. Ce peut être aussi le cas le long des grands décrochements à forte composante verticale locale (fig. 6A ; Dufaure, 1978), et des grands coulissages de type nord-anatolien qui peuvent mettre en présence des blocs très inégaux (observations classiques de Cotton, 1948, en Nouvelle-Zélande).

Escarpements de faille et dosage de l’érosion différentielle

22Les entités innervées par des populations de failles sismogènes font l’objet de recherches pour cerner les temps de retour sismotectoniques, avec cependant des marges d’indécision (cf. le séisme imprévu de Kobé, entre autres), et cela malgré les progrès techniques (creusement de fosses aux fins de visualiser les perturbations éventuelles des éboulis et colluvions au pied des failles sensibles, équipements microsismiques, etc.). Mais l’ampleur de la surrection, hectométrique à kilométrique, avec des taux > 1 à 2 mm/an, exacerbe la dissection différentielle si la lithologie s’y prête. Ce cas est d’ailleurs fréquent : ainsi dans l’aire méditerranéenne (Hommage à Birot, 1984) sont généralement impliqués des contrastes entre roches massives et prismes détritiques anciens (flysch, molasse) ou récents (Néogène, Pléistocène) génétiquement liés aux failles dans des configurations de piémont (Hommage à Taillefer, 1984). Les problèmes de diagnose se situent à deux échelles : celui des miroirs affleurants, et celui des grandes parois rectilignes.

23Même en cas de miroir affleurant, l’érosion différentielle joue. Dès 1965, Birot avait recensé les biais d’interprétation dus à la forte résistance de certains miroirs. Ses disciples (Hommage à Birot, 1984) ont multiplié les études in situ où la prise en compte des brèches morphoclimatiques et de la régularisation des plans de faille complique la balance érosion différentielle – rejeux (fig. 6B). Même après des événements cosismiques (earthquake scarplet de Kaparelli, Béotie, observé par P.-Y. Péchoux en mars 1981, in Hommage à Pierre Birot, 1984 ; fig. 1), nous avons observé (Bousquet et al., 1983), à proximité, des miroirs, tels celui de Pissia, exhumés de brèches pléistocènes (modèle de la fig. 6B).

Fig. 6B – La ligne de miroirs de l’escarpement de faille du Taÿgète (voir aussi fig. 6D).
Fig. 6B – Slickenside alignment of the Taiyetos fault scarp (see also fig. 6D).

Fig. 6B – La ligne de miroirs de l’escarpement de faille du Taÿgète (voir aussi fig. 6D).Fig. 6B – Slickenside alignment of the Taiyetos fault scarp (see also fig. 6D).

La base du plan de faille a été fortement régularisée au Pléistocène récent (dernière période froide) : versant réglé sur 250 m dans les marbres et talus d’éboulis, entre lesquels affleure plus ou moins bien sur 1 à 15 m la ligne des miroirs, clairement attribuable à l’érosion différentielle holocène le long des rainures attaquant le plan régularisé. Mais il y a une certaine ambiguïté entre les rainures : dégradation anthropique de la surface des éboulis ou vestiges de scarplets authentiques (le dernier tremblement de terre historique remonte à 464 av. J.-C.) (cliché J.-J. Dufaure).
The base of the fault plane was graded during the last Pleistocene glacial cycle: note the rectilinear slope profile involving the marble and scree deposits over a length of 250 m, with the slickenside line (exposed here over a distance of 1-15 m) in the process of being exposed by Holocene gully incision and differential erosion. However, the origin of erosional scars on scree between the gullies remains debatable. The scars could result from anthropogenic degradation of the breccia, but could also be the remains of genuine scarplets (the last great historical earthquake dates back to 464 BC) (Photo J.-J. Dufaure).

24Les vibrations co-sismiques y ont purgé des écailles (fig. 6C) ; elles ont aussi, à la base, provoqué un tassement des éboulis et des roches tendres, d’où l’affleurement d’une tranche décimétrique très ponctuelle de miroir –qualifié de frais– sans continuation le long de la grande ligne de faille du bloc, là où le miroir n’était pas exhumé. Il est donc pour le moins hâtif, erroné même, d’extrapoler dans ce cas à un rejeu effectif co-sismique (conclusions d’un rapport contemporain de Papazachos et al., 1982, largement reprises par la suite, notamment par Stewart et al., 1993 ; Pavlides, 1993 ; Roberts et al., 1993). Ceci n’est pas sans conséquence dans les études sismotectoniques prédictives car la faille de Pissia, apparemment immobile pour cette fois, était a priori susceptible de rejouer au sein de la population corinthienne de failles pléistocènes. C’est même, en l’espèce, ce qui explique la hâte « coupable » de la diagnose sismotectonicienne.

Fig. 6C – Écaillage sismique du miroir de Pissia (séisme de Béotie, mars 1981).
Fig. 6C – Seismic exfoliation on the Pissia slickenside (Voiotio earthquake, March 1981).

Fig. 6C – Écaillage sismique du miroir de Pissia (séisme de Béotie, mars 1981).Fig. 6C – Seismic exfoliation on the Pissia slickenside (Voiotio earthquake, March 1981).

La purge de cette écaille de desquamation n’implique pas un rejeu tectonique du miroir, profondément patiné depuis son affleurement, imputable dans le contexte local à l’érosion différentielle (cliché J.-J. Dufaure, 4 septembre 1983).
The exposure of the slickenside does not involve actual tectonic activity because it has become intensely patinated since exposure. Instead, differential erosion is locally responsible for its exposure (Photo J.-J. Dufaure, 9-4-1983).

25Sur les grandes parois rectilignes, il faut s’armer des mêmes précautions, s’agissant des facettes dont même les plus fraîches à la base peuvent être retouchées ; les célèbres versants réglés calcaires amplifient même leur allure spectaculaire en domaine méditerranéen. Plus haut dans le versant, on peut souhaiter retracer l’histoire des rejeux en étudiant la géométrie des générations de facettes, à l’instar du mythique escarpement des Wasatch (Hamblin, 1976). Mais elles sont encore plus défigurées sur le terrain, d’où les tentatives de traitement morphométrique automatisé (Delcaillau, 2004). L’approche naturaliste peut rester sceptique face à cette démarche qui, en toute rigueur, requerrait l’homogénéité du bloc soulevé, vue quelque peu théorique (hétérogénéités lithologiques, plans de faille conjugués, bandes de broyage des composantes décrochantes, etc.). De surcroît, elle suppose, ce qui n’est pas toujours le cas, que l’on ait bien défini au départ l’escarpement dans son entier comme originel.

26En effet, on ne peut éliminer a priori le rôle de l’érosion différentielle du seul fait du modelé à facettes. Il n’est pas à soi seul un marqueur de néotectonique, même s’il en est une conséquence, et donc un indice, qui ne se renforce décisivement que si l’on peut prouver que la faille est bien active et que le fossé à son pied s’affaisse en concomitance (étude des batteries de cônes, d’éventuelles fracturations conjuguées, datation des dépôts subsidents ; fig. 6D).

Fig. 6D – L’escarpement de faille du Taÿgète au-dessus de la plaine de Sparte (Péloponnèse).
Fig. 6D – The fault scarp of Taiyetos above the Sparta Basin (Peloponnese).

Fig. 6D – L’escarpement de faille du Taÿgète au-dessus de la plaine de Sparte (Péloponnèse).Fig. 6D – The fault scarp of Taiyetos above the Sparta Basin (Peloponnese).

Type de grand escarpement originel à facettes (hautes de 600 à 800 m), car les roches tendres du fossé (Pliocène lacustre au premier plan, qui s’incline vers l’angle de faille) ne jouent pas de rôle dans son dégagement par érosion différentielle. Celles-ci passent sous la batterie des cônes pléistocènes à holocènes (l’un d’entre eux dont l’apex est un goulet inter-facettes, occupe tout le deuxième plan de la photo). Ils équilibrent la subsidence concomitante du jeu de la faille. Le fond du fossé est à 200 m (cliché J.-J. Dufaure).
Example of a great faceted fault scarp (facets are here 600-800 m high), defined as such because the soft rocks in the graben (lacustrine Pliocene deposits in the foreground, which are tilted towards the fault angle) do not play any role in the exposure of the scarp base by differential erosion. The deposits are covered by Pleistocene to Holocene alluvial fans (the apex of one of them coincides with the narrow gorge in the middle ground of the photograph). The vertical aggradation of the alluvial fans compensates for the fault-related subsidence. The Sparta basin floor lies at 200 m asl (Photo J.-J. Dufaure).

27Sinon, le déblaiement sélectif d’un fossé de roches meubles mettant en valeur un escarpement de ligne de faille en roche dure est possible. C’est même la règle des escarpements exhumés et révélés. Certes la néotectonique n’est pas absente, mais indirecte : le binôme bloc et fossé doit être conjointement soulevé. Une analyse fouillée (cf. Guérémy pour le Pollino, in Hommage à Pierre Birot, 1984) oppose le dégagement différentiel de blocs internes (Timpa di San Lorenzo, sur une dénivelée de 800 m) et le rôle premier de la néotectonique sur les escarpements externes, couplée avec le remodelage pléistocène. C’est aussi le cas des épaulements de rifts, tel le bourrelet corinthien (Dufaure, 1975, 1994), où l’on a jadis fait la part trop belle aux failles récentes (Dercourt, 1964) alors que la carte de Philippson (1892) était plus prudente et plus exacte. Depéret (1913), héraut de l’eustatisme et donc insoupçonnable lorsqu’il hacha de failles les niveaux marins corinthiens, est également en partie responsable de cette surenchère en faveur de la néotectonique. L’analyse de terrain et les tranchées routières ont anéanti ces options : il s’agit de falaises mortes glacio-eustatiques démultipliées par la surrection globale (Dufaure et Zamanis, 1981), ou de rebords de deltas pléistocènes soulevés en masse et basculés (fig. 6E).

Fig. 6E – L’Evrostina, delta soulevé à 1200 m avec l’épaulement du rift corinthien (Nord du Péloponnèse).
Fig. 6E – The Evrostina delta (1200 m a.s.l.), a landform uplifted with the Corinthian rift shoulder (northern Peloponnese).

Fig. 6E – L’Evrostina, delta soulevé à 1200 m avec l’épaulement du rift corinthien (Nord du Péloponnèse).Fig. 6E – The Evrostina delta (1200 m a.s.l.), a landform uplifted with the Corinthian rift shoulder (northern Peloponnese).

Ce prisme deltaïque du Pléistocène moyen est dégagé différentiellement des marnes sableuses périphériques, s’agissant de puissants foreset beds conglomératiques liés aux cônes des torrents qui attaquaient plus au Sud la première génération des failles listriques. Le gigantesque potentiel érosif est lié à la surrection récente à actuelle gouvernée par les failles listriques de dernière génération, sur la côte même du Golfe de Corinthe (cf. fig. 6F) (cliché J.-J. Dufaure).
The Middle Pleistocene deltaic prism has been differentially eroded out of softer surrounding sandy marls. Note the massive foreset beds. These conglomerates were emplaced as fans in response to erosion of the relief generated by a first generation of listric faults. The huge erosional potential is linked to the recent and ongoing vertical uplift controlled by the last generation of listric faults along the coast of the gulf of Corinth (see also fig. 6F) (Photo J.-J. Dufaure).

28Le devenir des failles listriques le confirme : au sud, tranchant le bâti plissé, les failles initiales sont cachetées à la base sous les premiers deltas (culminant à 1740 m), dominés par les Monts Helmos et Ziria (2350 m) hérités du recul du sommet de ces mêmes failles, une génération intermédiaire est en cours d’exhumation ou de révélation de nouveaux deltas avec quelques rejeux (Marmari, Evrostina). En fait, les seules vraies murailles entièrement originelles (fig. 6F) sont les escarpements armés par des failles sismogènes, comme dans le cas des remparts dominant les deltas actuels instables à slumpings, failles panamiennes et marques de tsunamis (ainsi, celui qui engloutit Hélikè en 373 av. JC).

Fig. 6F – Base de l’escarpement de faille d’Akratas–Aegion, sur la côte du golfe de Corinthe (nord du Péloponnèse).
Fig. 6F – Foot of the Akratas–Aiyion fault scarp, along the coast of the gulf of Corinth (northern Peloponnese).

Fig. 6F – Base de l’escarpement de faille d’Akratas–Aegion, sur la côte du golfe de Corinthe (nord du Péloponnèse).Fig. 6F – Foot of the Akratas–Aiyion fault scarp, along the coast of the gulf of Corinth (northern Peloponnese).

Des travaux routiers (photo de septembre 1968) ont dégagé les miroirs basaux de cette faille listrique majeure, une des trois qui commandent actuellement la surrection de l’épaulement du rift corinthien (fig. 6E) et qui se manifestent par de nombreuses récurrences sismiques, souvent accompagnées de tsunamis qui affectent les cônes-deltas de la génération actuelle, comme le célèbre engloutissement du port d’Hélikè (373 av. J.-C.) mais aussi en 1861. Ces miroirs n’étaient revêtus que d’une mince pellicule colluviale corrélative de la modeste attaque du plan de faille dans les intervalles de silence sismique (cliché J.-J. Dufaure).
Road works (as of in September 1968) have exposed the slickensides of this major listric fault, one of the three that currently control the uplift of the Corinthian rift shoulder. Their seismic activity is well documented, and it has triggered tsunamis affecting the currently active deltas. One tsunami engulfed the port of Heliki in 373 BC and again in 1861 AD. The slickensides were covered by thin slope deposits supplied by gentle denudation of the fault plane during seismic gaps (Photo J.-J. Dufaure).

29Ces failles gouvernent la surrection actuelle (> 2 mm/an) qui explique les dégagements sélectifs des failles antérieures. Le débat entre formes exhumées et formes vivantes peut se révéler plus complexe si la modicité des récurrences sismiques laisse une part d’indécision dans leur rapport avec les principaux escarpements de faille, comme dans le système des blocs faillés des Pyrénées orientales. La solution n’est pas nécessairement manichéenne si, en suivant Calvet (1999), on considère que le Canigou, avec ses magnifiques facettes, est fondamentalement originel, sans être pour autant actif au Quaternaire récent. Mais on observe aussi dans cette même région des formes d’exhumation et d’inversion du relief attribuables à une puissante sculpture différentielle des structures inactivées, voire nivelées (Calvet, 1996, 1999).

La question du recul des escarpements de faille : encore originels, hérités ou résiduels ?

30La terminologie est floue car on considère qu’un escarpement originel est aligné sur la faille active avec ses facettes fraîches. Ne recule-t-il pas parce que la faille ne rejoue plus ? D’où l’erreur de le qualifier d’escarpement de ligne de faille, alors que, par définition, ce dernier est calé sur la ligne de faille suite à son dégagement différentiel, selon le scénario bicyclique. Un escarpement originel qui recule reste une forme d’origine tectonique et longtemps spectaculaire ; sauf en roches meubles, qui posent le problème inverse de sous-estimation de la néotectonique, les parois originelles bénéficient de ce que Birot appelait, trop radicalement, l’immunité des pentes raides, qui diminue certes le potentiel d’altération. On reste dans une épure d’escarpement originel même si le front très remodelé ne colle plus au plan de faille, muraille quand même au pied de laquelle de temps à autre des scarplets tranchent cônes, embayments voire épandages fluvio-glaciaires, attestant l’activité tectonique persistante (Kunlun ou Wasatch, où de tels scarplets ont été photographiés il y a presque un siècle par Gilbert et Johnson : cf. Cotton, 1948). Mais dans le temps long, ne serait-ce que par la coalescence des embayments, l’escarpement amorcera son recul, amplifié éventuellement par backwearing (fig. 3). Ces niveaux partiels s’insèrent ainsi dans le hiatus des tectoniques superposées même au sein d’orogènes actifs (front intra-Siwalik, vallée de la Karnali, Népal occidental : Delcaillau, 2004). Les niveaux d’érosion marquent alors des temps de relaxation entre poussées compressives et sont de bien meilleurs témoins que les fugaces facettes anciennes. Un retrait marqué entraîne une déconnexion entre l’abrupt hérité et un trait de faille inactif, difficile à localiser. Le terme hérité a cependant l’inconvénient d’entretenir une confusion avec les héritages morphoclimatiques. Alors faut-il préférer le qualificatif de résiduel, comme pour le front en fort recul de l’épaulement ouest du rift érythréen (sud-ouest de Hurghada : Peulvast et Claudino Sales, 2005) ? Ce qualificatif n’évoque-t-il pas trop, cette fois, la notion de relief résiduel impliquant un aplanissement plus radical, confinant à la notion d’inselberg dont on a rappelé l’ambiguïté ?

31On entre ici, en fait, dans le cadre d’un tout autre cas de figure : celui des situations de piémont. Il s’agit d’un thème cardinal (Hommage à Taillefer, 1984), de systèmes où le couplage entre érosion et tectonique peut être décrypté d’assez près, les pertes du massif montagneux se retrouvant dans les piémonts, surtout dans le cas des cuvettes endoréiques, intégrateurs sédimentaires de choix. Aux charnières très énergétiques correspondent de puissants prismes détritiques à séquences de brèches, conglomérats et sables ou pélites. Là où les déformations sont de plus faible intensité, pédiments et niveaux mordent sur les charnières et les transferts géochimiques l’emportent (Calvet et Lemartinel, 1991), non sans que perdurent longtemps des antagonismes révélateurs des spasmes géodynamiques des charnières (alternances calcaro-évaporitiques et sablo-pélitiques des playas tertiaires ibériques), minutieusement reconstitués dans les travaux prématurément interrompus de Moissenet (1982, 1984, 1985). S’agit-il là d’une voie vers l’aplanissement généralisé ? Cela supposerait le maintien du même équilibre dont l’intensité énergétique tendrait asymptotiquement vers zéro. Mais le mobilisme global interrompt souvent cette asymptote. En régime de haute énergie, les piémonts s’incorporent aux fronts de chaînes (système des Siwaliks), ou sont affectés de néo-déformations compressives (Sud-Est de l’Iran), ou hachés de néo-fractures en extension ; dans le bassin d’Olympie, éventail détritique du bloc de l’Erymanthe, les abrupts originels du Pléistocène moyen rythment basculements et déformations restituables en isohypses (fig. 7).

Fig. 7. – Déformations quaternaires du piémont de l’Erymanthe, bassin d’Olympie, Péloponnèse.
Fig. 7 – Quaternary deformation of the Erimanthos piedmont, Olympia Basin, Peloponnese.

Fig. 7. – Déformations quaternaires du piémont de l’Erymanthe, bassin d’Olympie, Péloponnèse.Fig. 7 – Quaternary deformation of the Erimanthos piedmont, Olympia Basin, Peloponnese.

1 : front de charriage (Olonos) ; 2 : montagne (écailles indifférenciées dans la nappe d’Olonos replissée) ; 3 : banquettes de piedmont ; 4 : isohypses en décamètres de la surface de piémont conglomératique (Plio-Pléistocène) ; 5 : monoclinaux gréseux dégagés par l’érosion différentielle ; 6 : escarpement de faille originel (Pléistocène moyen) ; 7 : basculements et contre-pentes ; ondulations anticlinales ou synclinales ; 8 : ancien drainage. (D’après Dufaure,1975, 1994).
1: thrust front (Olonos); 2: mountain (undifferentiated imbricate structure due to re-folding of the Olonos Nappe); 3: pediments; 4: 10-m interval contours of the piedmont surface (Pliocene to Pleistocene fanglomerates); 5: homoclinal sandstone ridges formed by differential erosion; 6: fault scarps (Middle Pleistocene); 7: tilt and reverse fault movements; anticlines and synclines; 8: palaeodrainage. (After Dufaure ,1975, 1994).

32Mais cela vaut aussi pour les playas-pédiments de basse énergie dont l’équilibre requiert aussi un climat xérique : à titre d’exemple, la dissection des playas de la chaîne ibérique suite au changement climatique et aux érosions régressives remontant de Méditerranée (Moissenet, 1984). Ainsi, face au mobilisme ambiant, ces cuvettes n’ont qu’une permanence contingente. Il en va de même dans le cas des grands bassins sédimentaires soumis au jeu des mouvements à grand rayon de courbure tels que les entendait Birot (1958a), une autre échelle spatio-temporelle de déformations caractéristiques des domaines intra-plaques passifs.

Existe-t-il des angles morts de la néotectonique ?

33Naguère l’existence de régions stables était un postulat : stabilité absolue des boucliers archéens avec leurs aplanissements précambriens et leurs hiératiques résidus de plateformes structurales gréso-conglomératiques cernées de glints, stabilité relative dans les unités délimitées par les ondulations surbaissées dont l’Europe post-hercynienne fut un laboratoire de scénarios des relations entre massifs et bassins sédimentaires sur fond de remaniements d’une emblématique surface (débats autour du polycyclisme, des Piedmonttreppen, de l’acyclisme : Klein, 1975, 1990). Les regradations de celle-ci attestent de l’ampleur mesurée des déformations dans les domaines intra-plaque passifs, suffisantes néanmoins pour engendrer par dissection différentielle, en cas de scénario bicyclique, les exemplaires reliefs de cuestas qui jouaient naguère un rôle majeur d’initiation à la géomorphologie structurale. Le mobilisme a relativisé cette stabilité, intenable dans le cas des poinçonnements (décrochements intra-plaques et relais distensifs en pull apart), du rifting, des chaînes intra-continentales, des chaînes de type basin and range (Peulvast et Vanney, 2002). Existe-t-il alors des angles morts ?

Néotectonique ponctuelle et évolution géomorphologique : une question d’échelle

34En matière de diagnose néotectonique, la rigueur invite à se méfier des raccourcis méconnaissant le rôle de l’érosion différentielle : on vient d’y insister s’agissant des abrupts de faille patentés, forcément au cœur de cette recherche. Mais pas seulement, car tout talus rectiligne « franc » peut faire l’objet d’une interprétation néotectonique, douteuse dès lors que la présence d’une faille n’est même pas avérée. En outre, les modes de pensée des adeptes de la Tectonic Geomorphology (Burbank et Anderson, 2001 ; Delcaillau, 2004) comportent des risques d’extension du champ d’interprétation néotectonique au contrôle des réseaux de cours d’eau et de dolines. Au contraire, la géomorphologie structurale classique faisait la part des héritages tectoniques inactifs, voire nivelés, par le biais de l’exploitation différentielle des fracturations très anciennes, si évidente pour les cours d’eau d’ordre hiérarchique inférieur dans les boucliers tropicaux et même froids, dans ce cas en dépit du rabotage glaciaire. On assiste aujourd’hui à des explications néotectoniques automatiques fondées sur la télédétection qui minimisent, voire excluent, tout autre facteur morphogénique : par exemple pour le tracé du Pénée en Thessalie, notamment au grand coude qu’il effectue après Larissa sous l’effet patent du grand cône du Titarèse à Tirnavos (Caputo et al., 1994), ou bien dans le cas des dolines du karst croate (Faivre et Reiffsteck, 1999).

35Les observations validées font question dans des cadres reconnus de longue date comme assez stables pour conserver avec une extrême longévité des vestiges d’aplanissement et des reliefs structuraux dérivés, voire primitifs dans le cas de vieilles tables gréso-conglomératiques. Si rigides qu’ils soient, les boucliers sont néanmoins sous contraintes ; celles-ci peuvent se libérer sporadiquement en ruptures localisées (bouclier australien : Twidale et Bourne, 2004) ou en rejeux ponctuels (faille d’Amguid en plein Sahara : Birot et Dresch, 1955). Mais l’effet de ces aléas est quasiment anecdotique sur l’évolution tout à fait atone de reliefs pratiquement en angles morts morphotectoniques.

36L’interprétation est plus délicate dans les mégastructures régies par les mouvements à grand rayon de courbure où l’on risque de surestimer des manifestations isolées, même cosismiques, alors que le relief est étroitement sous le contrôle de l’érosion différentielle, l’analyse bicyclique évoquée plus haut gardant ici toute sa légitimité. C’est le cas, par exemple, des micro-ruptures observables dans l’endokarst du pays de Caux (Rodet, 1991), en phase néotectonique avec la faille du pays de Bray. Cet exemple mérite toutefois réflexion : la rémanence de la faille participe à l’entretien d’une déformation de la « surface de l’argile à silex » (Klein, 1975), forme de référence à courbure anticlinale localement plus prononcée que la moyenne du bassin de Paris ; mais les formes sont clairement dues à l’érosion différentielle, poussée jusqu’au mont dérivé, et le nord de la boutonnière est un escarpement de ligne de faille inversé alors que l’accident n’est probablement pas inactif ! La dissection sollicitée à une autre échelle (inversion tectonique du bassin de Paris) l’emporte de beaucoup. Ces ambiguïtés caractérisent a fortiori des aires ayant subi les effets de l’extension oligocène et situées en marge d’orogène comme le sillon rhodanien ou la basse Provence. À moyenne échelle, les paysages y sont caractérisés par des aplanissements partiels sur calcaires (Garrigues, Gras) de type pédimentaire (AGF, 1985) et associés à des paléotopographies fluvio-karstiques (Plans de Provence : Nicod, 1967). Les plans de faiblesse lithologique sont exploités par érosion différentielle (escarpement de ligne de faille de Roquemaure : Peulvast, 1971 ; évolutions de type appalachien le long du pli de Barjols, etc.). Ces rajeunissements bicyliques répondent certes à des ondulations, mais quels rapports ont-elles avec la néotectonique ponctuelle avérée de certaines failles (Durance, Nîmes), parfois nettement sismogènes (Trévaresse, à Lambesc ; charnière liguro-azuréenne) ? L’approche sismotectonique n’envisage pas le problème. Pourquoi ne pas utiliser plutôt la clef de la géomorphologie structurale (Peulvast et al., 1999) ? Problématiques sont en revanche les corrélations entre les cartographies néotectoniques dites instantanées, par comparaison de nivellements (Fourniguet, 1987), qui révèlent un maillage de creux et de bosses aux relations énigmatiques avec les reconstitutions des déformations de surfaces de référence bien documentées par les grandes monographies géomorphologiques. Or, ces néotectoniques instantanées ne s’adressent pas aux mêmes échelles que la géomorphologie tectonique s’appuyant sur la déformation de surfaces-repères. Ne s’agirait-il que de bruit de fond aléatoire lissé dans la durée géologique ?

Surfaces de référence et diagnose néotectonique

37Ces questions d’échelle font que l’on assiste aujourd’hui à un certain retour à l’analyse cyclique pour détecter une tendance néotectonique dépassant l’infime expression d’aléas fugaces par une restitution en isohypses de la déformation d’un aplanissement. Cette approche, en outre, fait apparaître le calage d’anomalies (ruptures, flexures) sur des accidents structurants dont on peut alors mesurer le rejet post-surface. Mais il y faut la grande rigueur d’analyse dont on faisait preuve à l’époque des monographies cycliques (de Martonne, 1907, dans les Alpes de Transylvanie), en évitant deux écueils.

38Il faut d’abord éviter d’apporter des solutions néotectoniques ex nihilo à toute énigme géométrique. On critiquait jadis les « failles de géographe » comme solutions hypothétiques à des problèmes de dénivellation ou d’étagement, il est vrai dans des contextes de connaissances géologiques encore imparfaites. La situation s’est améliorée, et surtout la télédétection est un auxiliaire incontournable, mais qui n’apporte pas de réponse à tout et dont les résultats exigent eux-mêmes une lecture critique. C’est surtout dans les socles qu’on recourait volontiers à ces solutions (voir notamment le Massif armoricain cf. Gautier, 1967) : la structure d’orogène nivelée abonde en lignes de faille héritées dont on peut toujours supposer un rajeunissement tectonique. Mais comment le prouver ? On ne peut faire l’économie d’une argumentation serrée, croisant l’ensemble des facteurs géologiques, tectonophysiques et géomorphologiques, comme le montre, pour rester dans le Massif armoricain, l’exemple remarquable du Sillon de Bretagne (démontré par Sellier, 1985). Et on ne peut plus ignorer le rôle alternatif de l’érosion différentielle débordant son champ traditionnel (pseudo-dépressions périphériques des fossés tardi-orogéniques comme les dépressions permiennes du monde hercynien) pour se généraliser à tous les socles où de vieilles tectoniques superposées ont laissé en héritages aussi bien des lignes de faille que des stocks cristallins différenciés. Tout ceci renouvelle l’analyse des talus « indécidables » (Dufaure, 1975) et justifie encore moins une solution néotectonique de confort.

39Il faut ensuite se montrer rigoureux dans la recherche des surfaces de référence. Tout un savoir-faire en matière d’étude des surfaces d’érosion, obsolète pendant des décennies, s’est presque perdu, à d’honorables exceptions près (Giusti, 2002). Si bien que des chercheurs, peu ou non formés à cette méthodologie pensent pouvoir restituer des surfaces de référence en utilisant les nouvelles technologies. C’est l’inventaire, jugé fastidieux, par une dialectique entre la carte et le terrain, des vestiges incontestables de surfaces d’aplanissement, à cartographier avec soin et à resituer dans une lecture critique des acquis (cf. Giusti, 2002 : les discussions sur les surfaces du Bas-Languedoc, de David, de De Martonne et de Baulig à George, de Dugrand et Coulet), que l’on voudrait bien économiser par le traitement des Modèles Numériques de Terrain et des surfaces-enveloppes. Mais un MNT n’est jamais qu’une carte sous forme numérique et le maillon clef de l’analyse cyclique, la confrontation avec le terrain, passe parfois par profits et pertes. Comme autrefois dans les excès de l’analyse polycylique (en vogue en Angleterre dans les années 1930, cf. les sept surfaces restituées au sud du Lake District par McConnell, 1938), on risque de déterminer des surfaces virtuelles en tiretés tangents à une Gipfelflur, sans accrochage à des lambeaux résiduels de surfaces parfaitement réels, et parfois pourvus, dans le meilleur des cas, de dépôts corrélatifs, de paléo-altérites ou de cuirasses. Toute surface enveloppe non validée par de tels vestiges dûment authentifiés sera toujours suspecte aux yeux d’un géomorphologue pour être retenue aux fins de détection de mouvements récents.

Applications aux unités d’échelle moyenne

40Si ces mêmes exigences sont respectées, un aplanissement partiel peut servir de référentiel. Il aura même l’intérêt, étant inséré dans le scénario des tectoniques superposées, de mieux visualiser le style des déformations de dernière génération. Dans ce même cadre morphostructural, nous serions personnellement moins circonspect vis-à-vis d’une démarche pourtant considérée par beaucoup avec suspicion : la référence à des paléotopographies imparfaitement aplanies et, partant, difficiles à insérer dans une analyse cyclique rigoureuse. Tout dépend du degré d’émoussé des systèmes de pente : il est en effet impératif qu’on ne puisse confondre des reliefs différenciés subsistant sur ces paléotopographies, voire de vrais reliefs résiduels comme les Bessillons des Plans de Provence, avec les vrais indices néotectoniques que sont, d’une part les contrastes brutaux entre le modelé atone de ces anciennes topographies et un modelé frais de dissection lié à des fortes reprises d’érosion, signant une forte surrection, et, d’autre part, des abrupts insolites mettant sur la voie d’escarpements de faille. Les exemples abondent, comme les paléotopographies de plans fluvio-karstiques (en Argo-Corinthie : Dufaure, 1975), celles retouchant des plis surbaissés (Apennin ombrien : Rasse, 1994 ; Matese campanien : Comentale : 1997) (fig. 8) ou des zones internes d’orogènes à ensembles schisteux ou complexes ophiolitiques peu différenciés, tant dans les Hellénides que dans les Carpathes où les alpages du monte ne dérivent pas nécessairement de surfaces aussi parfaites que celles qui avaient été étudiées par de Martonne. Ces exemples se situent dans des mégastructures non stabilisées, comme bien des aplanissements partiels. Comme eux, ces paléotopographies expriment le jeu complexe des interactions entre tectonique et érosion sur la majeure partie des terres émergées, entre les vrais angles morts de quelques noyaux durs cratoniques et les affrontements des plaques.

Fig. 8. – Fracturation de la paléotopographie du Matese (Campanie, Italie du Sud).
Fig. 8 – Faulting of the Matese palaeotopography (Campania, Southern Italy).

Fig. 8. – Fracturation de la paléotopographie du Matese (Campanie, Italie du Sud).Fig. 8 – Faulting of the Matese palaeotopography (Campania, Southern Italy).

Au dernier plan, paléotopographie pliocène très émoussée, brutalement interrompue par le poljé du Lago di Matese, encadré de failles. Sur la gauche (sud-ouest), elle présente un relatif ensellement occupé par des restes d’un épandage grossier venant du nord (axe sommital du Miletto), antérieur donc à l’effondrement dont l’aménagement karstique constitue le poljé actuel (voir Comentale, 1997 ; cliché J.-J. Dufaure).
In the background, note the smooth palaeotopography of Pliocene age, abruptly interrupted by the faulted polje of Lago di Matese. On the left (SW), a topographic saddle is partly covered by remnants of a coarse alluvial deposit supplied from the north (crest zone of the Miletto range). The deposit pre-dates the downthrow of the Lago graben, which has more recently been reshaped by karstic processes to form a polje (Photo J.-J. Dufaure; see Comentale, 1997).

Conclusions

41Malgré la prégnance du mobilisme global, la riche diversité des formes structurales, originalité du relief terrestre, exprime l’efficacité de l’érosion différentielle sur la planète, fruit d’un complexe couplage entre tectonique et érosion. L’opposition entre formes primitives et dérivées apparaît donc, dans la pratique, comme une source d’ambiguïtés. Dans le passé, l’apprentissage de la lecture de ces formes privilégiait l’érosion différentielle au point de définir implicitement les formes primitives comme des résidus du raisonnement ; aujourd’hui, nouveau paradigme oblige, une pente naturelle privilégie le rôle de la néotectonique, l’érosion différentielle n’étant qu’une variable d’ajustement, à l’échelle des modelés.

42En réalité la balance tectonique – érosion n’a pas de solution universelle. On a rencontré trois situations. Le primat de l’érosion différentielle existe, conformément à la vision traditionnelle, dans les évolutions bicycliques s’appliquant au rajeunissement d’aplanissements hérités (accidentés de reliefs résiduels structuraux) en réponse à une tectonique d’ondulations surbaissées où les ruptures sont marginales ; les seules formes primitives sont les surfaces d’accumulation ou d’aggradation des cuvettes en continuité avec des pédiments ou des surfaces de regradation de massifs anciens (Klein, 1959). Primat de l’érosion différentielle aussi pour les formes exhumées et révélées, mais le contrôle tectonique global y est très actif (genèse initiale des formes, fossilisation importante, déblaiement). Dans les aires instables, en principe, la tectonique façonne la géométrie des formes, mais son expression paysagère passe par la médiation de l’érosion différentielle. Certes, dans les grandes chaînes ou les rifts majeurs, le couplage est si étroit que seule une dissection assez fruste, fluviatile ou glaciaire, réagit à la création de volume (Delcaillau, 2004). Mais généralement, un subtil jeu de couplage et de découplage résulte du fait que la tectonique est plus saccadée que l’action soutenue de l’érosion. Elle met à profit ces hiatus pour peaufiner les formes de plissement, mettre en valeur les blocs faillés des épaulements (asynchronie des accidents), faire reculer plans de faille et chevauchements. Les niveaux partiels s’insèrent d’autant plus aisément dans des tectoniques superposées qu’ils exploitent souvent des situations de piémont nées du démantèlement distensif des orogènes oblitérant une part du volume initial, ce qui rendrait plus aisément concevable le passage des niveaux de piémont à l’arasement complet de la chaîne, pourvue en guise de monadnocks moins de Fernlinge que de Hartlinge, ultimes reliques de l’érosion différentielle. En témoigne la surface post-hercynienne en Europe occidentale, qui a pu incorporer les aplanissements périphériques des fossés stéphaniens et permiens. Le débat sur les aplanissements n’est pas évacué par le nouveau paradigme : il est même devenu moins formel (Peulvast et Claudino Sales, 2005) car la tectonique a désormais une histoire fertile en rebonds. La notion de cycle est-elle devenue utopique de ce fait ou exprime-t-elle encore l’efficacité inéluctable de l’érosion dans un temps vraiment profond englobant les avatars historiques du jeu des plaques, avec la possibilité de parachever ces vastes ultiplains (Twidale, 1983) qui ont de fait accompagné les cratonisations terrestres du passé ? La balle serait plutôt dans le camp de la tectonophysique : les grandes phases de stabilisation appellent un effort de modélisation planétaire.

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Annexe

Abridged English version

In the solar system, Earth is characterized by its unusual richness in structural landforms. These are generated by the interaction between high energy processes: active global tectonics, and erosion, which is controlled by Earth’s atmospheric and hydrological systems. Remnants of extensive erosion surfaces mean however that “geographical cycles of erosion” according to Davis are possible within a debatably long evolutionary time frame. Over the short term, differential erosion shapes structural landforms through the deepening of depressions in soft rock outcrops by rivers. Even though, over equally short time spans, pediments and belted outcrop plains develop in semi-arid and tropical conditions over heterogeneous lithological assemblages, landform development across uplifted peneplains is mainly driven by differential erosion. Systems dominated by differential erosion favour the development of landforms such as fault line scarps and Appalachian-type valley-and-ridge topography, the exhumation of palaeotopography (including fault line scarps and fold systems), and fault line scarps where sedimentation rates in the hanging walls have kept pace with dip slip rates on the boundary faults (e.g. long-term crypto-faulting in the Limagne basins, French Massif Central). Such landform assemblages result from up-and-down tectonics on a regional scale without any tectonic revival of the individual landforms.

In areas of intense crustal instability, it remains much more difficult to distinguish the respective geomorphic contributions of active tectonics and differential erosion because the two processes are strongly coupled systems. Primary landforms such as anticlinal mountains and synclinal valleys situated in highly dissected regions of uplifted crust and involving poorly differentiated lithologies (e.g. detrital accretion prisms) often remain without morphologic expression unless they involve rocks suites that include limestone or sandstone beds. Due to such heterogeneity, landforms of the same age in a given massif may find themselves in different states of differential erosion, which in theory progresses from intact anticlines or synclines to generalised topographic inversion via a suite of anticlinal valleys, perched synclines and hogs- or razorback escarpments. The latter can sometimes be mistaken for primary tectonic thrust fronts. Interactions are even more intricate when the geological structure results from a succession of tectonic phases, which might for instance involve the re-folding of overthrust nappes (Peloponnese, fig. 2). In this case unroofing will generate tectonic windows and anticlinal mountains. Quiescent intervals between tectonic phases allow denudation processes to develop partial planation levels such as pediments, which form steps in the tectonic landforms (fig. 3) or erode primary folds so that subsequent folding becomes highly complicated. Erosion and tectonics become particularly imbricated when diapirism is involved (e.g. the Triassic rifts and rimsynclines of the eastern Iberian Ranges, fig. 5). These examples only provide a glimpse of the range of situations in which tectonics affect the way erosion acts upon geologic structures but also how the erosion of structures influences the styles of subsequent crustal deformation. This concern has long been a focus of the French school of morphotectonics (after Glangeaud, 1949 and Lutaud, 1957).

Great active fault scarps, with their slickensides (possibly correlated with observed scarplets) and alignments of facets, tend to be the emblem of active tectonics. Such scarps will tend to be viewed as outstanding evidence of ongoing neotectonics and deserving of seismotectonic research. However, differential erosion should also be taken into account because of the high erosional potential created by the uplift as well as the structural discontinuities generated by the faults. Even slickensides, which are very resistant to erosion, can result from an exposure by differential erosion involving the removal of soft or brittle hanging wall material (Birot, 1965). Such instances have been sources of misjudgement in seismotectonic surveys, in which the seismic threat posed by faceted faults has been overinterpreted on the basis of assumptions concerning the morphology of exposed slickensides. Faceted rock faces do not necessarily reflect tectonic activity, particularly if a strong contrast in rock hardness exists between the foot- and hanging wall materials. The only way to ascertain that fault movement has actually occurred is often by a thorough search for evidence of actual donwward displacement of the hanging wall. In many situations (e.g. footwall uplands, rift shoulders, etc.) it remains possible to distinguish fault line scarps from erosional limestone scarp faces opposed to soft rocks intensely excavated in consequence of the high uplift controlled by external original fault scarps The southern rift shoulder of the gulf of Corinth is a case in point (Dufaure, 1975, 1994).

As fault scarps retreat, they will remain primary tectonic landforms as long as they are maintained by recurrent neotectonic events such as scarplets cutting across alluvial fans and embayments. In situations of declining tectonic activity, backwearing of the tectonic scarp face involves the formation of embayed pediments and benchlands of partial planation. This is often observed in piedmont systems. Whether individual pediments eventually coalesce to form pediplains has been much debated because piedmont development is frequently interrupted by tectonic revival (fig. 7). For that reason, it remains difficult to imagine that extensive portions of the continents can remain immune from neotectonics for long periods, and this includes intraplate areas such as cratons, shields, and their sedimentary basins. Scattered evidence of neotectonic activity is commonly observed in flat continental interiors (e.g. in Australia, in Sahara...). Nevertheless, the geomorphic impacts of neotectonics on cratonic landscapes does not measure up to the much greater effects of differential erosion acting on ancient land surfaces that undergo slow and long wavelength tectonic deformation (e.g. sag basins such as the Paris Basin, and Provence). The detection of crustal deformation on broad continental scales through the reconstruction of erosion surfaces is a relatively new chapter in neotectonics studies, but the growing disregard for Davisian cyclic analysis and the use of morphometric methods without reliable underpinnings based on field work implies that tectonic geomorphology may run the risk of straying into a misguided understanding of how continental tectonics and differential erosion shape the surface of the Earth.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Le scarplet de Kaparelli (séisme de Béotie, mars 1981).Fig. 1 – The Kaparelli scarplet (Voiotia earthquake, March 1981).
Légende Haut de 0,5 à 1 m, il affecte les roches tendres du Néogène béotien dans lesquelles sa longévité est compromise. Mais, à long terme, la récurrence de scarplets analogues est de nature à expliquer l’entretien de l’escarpement de faille originel malgré la friabilité du matériel (cliché J.-J. Dufaure, 4 septembre 1983).It is 0.5 to 1 m high but cuts soft Neogene rocks. Scope for its long-term survival as a landform is therefore probably low. Nevertheless, over the long term, repeated scarplet formation is likely to explain the persistence of such a fault scarp in the landscape despite the softness of the bedrock (Photo J.-J. Dufaure, 9-4-1983).
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Titre Fig. 2 – Formes structurales dans les plissements de nappes de l’arc égéen (Péloponnèse).Fig. 2 – Structural landforms in the re-folded overthrust nappes of the Aegean Arc (Peloponnese).
Légende Synclinaux de nappes replissés (fronts d’écailles), formes dérivées (combes-fenêtres, synclinaux perchés, monts dérivés) dans des voussoirs tardi-orogéniques repris par la néotectonique plio-pléistocène. 1-2 : unités internes (lame ophiolitique obductée ; plateforme carbonatée de Trapezona) ; 3 : nappe d’Olonos (flysch, calcaires pélagiques, radiolarites) ; 4 : nappe de Tripolitza (flysch, calcaires néritiques, substrat schisteux) ; 5 : parautochtone épimétamorphique ionien (Taÿgète : calcschistes, marbres) ; 6-7 : failles listriques et charriages majeurs (6), mineurs (7). (D’après Dufaure, 1975).Synclines of re-folded nappes (imbricate structures), and eroded simple fold structures (windows, perched synclines, anticlinal inlier hill) developed in late-orogenic uplifts and reworked by Pliocene to Pleistocene neotectonics. 1-2: internal units (obducted ophiolitic slab; limestone platform of Trapezona); 3: Olonos Nappe (flysch, pelagic limestone, radiolarites); 4: Tripolitza Nappe (flysch, neritic limestone, schist); 5: Ionian epimetamorphic parautochtonous bedrock (Taiyetos: calcschists, marble); 6-7: major (6) and minor (7) listric faults and thrust-planes. (After Dufaure, 1975).
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Titre Fig. 3 – Surfaces de piémont et tectonique autour du golfe de Messénie (Péloponnèse).Fig. 3 – Piedmont surfaces and tectonics around the gulf of Messinia (Peloponnese).
Légende A : rebord oriental (Magne). La « rasa » est un pédiment sur marbres fini-miocènes dont la fracturation en extension a été fossilisée par des calcarénites pliocènes (escarpement enrobé) incrustées dans des grottes et sur des platiers de la mégafalaise. Failles sous-marines sismogènes. 1-2 : nappe de Tripolitza (calcaires, schistes) ; 3 : marbres du Taÿgète ; 4 : colluvions ; 5 : groizes ; 6 : sables et calcarénites pliocènes ; 7 : reliques conglomératiques. B : péninsule de Messénie. La surface de Zizani se corrèle au piémont du Magne car elle est jalonnée d’épandages comprenant des galets en provenance du Taÿgète (quartzites ; conglomérats métamorphiques). Évolution plio-pléistocène parallèle au rebord maniote, le Pliocène marin de Coron remanie à sa base des galets siliceux des dépôts de Zizani. 1 : flysch conglomératique externe ; 2-3-4 : nappe d’Olonos (2, radiolarites ; 3, calcaires à silex ; 4, calcaires en plaquettes) ; 5 : Pliocène marin ; 6 : aplanissement miocène et résidus siliceux ; 7: surface d’abrasion marine pliocène. (D’après Dufaure, 1975, 1994).A: eastern edge (Mani). The“ rasa ” is a late Miocene pediment cutting marbles. Extensional faults affecting the landform have been buried by Pliocene calcarenites that drape sea-caves and wave-cut platforms on the cliff. Submarine faults are seismogenic. 1-2: Tripolitza Nappe (limestone; schist); 3: Taiyetos marble; 4: colluvial deposits; 5: scree talus; 6: Pliocene sand and calcarenite; 7: remnants of fanglomerates. B: Messinia peninsula. The Zizani surface correlates with the Mani pediment because it is covered by fanglomerates with pebbles sourced by the Taiyetos mountains. The Pliocene-Pleistocene evolution is identical to that of the Mani piedmont, with the marine Pliocene deposits at Koroni containing reworked pebbles from the Zizani deposits. 1: External conglomeratic flysch; 2-3-4: Olonos Nappe (2, radiolarites; 3, silicic limestone; 3, platy limestone); 5: Pliocene (marine); 6: Miocene erosion surface covered with siliciclastic pebbles; 7: wave-cut Pliocene surface.( After Dufaure, 1975, 1984).
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Titre Fig. 4 – La côte du Magne au-dessus du golfe de Messénie (Sud du Péloponnèse).Fig. 4 – The Mani coast above the gulf of Messinia (southern Peloponnese).
Légende Cette photo illustre la fig. 3. Front résiduel des marbres du Taÿgète, vers 600 m d’altitude (cœur d’un grand anticlinal de nappes), pédiment fini-miocène sur marbre, à 300 m d’altitude, interrompu par la « mégafalaise » résultant de la fracturation pliocène du golfe de Messénie (au premier plan, rentrant de la baie de Vitylo, sur 1,5 km). Elle est plus ou moins enrobée de calcarénites pliocènes incrustées (non visibles à l’échelle de la photo) et ravivée à sa base par la falaise morte de la plage tyrrhénienne à Strombus bubonius (platier blanc) recouverte d’éboulis du Pléistocène récent (cliché J.-J. Dufaure).This photograph illustrates fig. 3 and shows the residual front of the Taiyetos marble at ca 600 m asl (centre of a large anticlinal nappe stack). Note the pediment cut at 300 m asl in the late Miocene marble outcrop interrupted by the great Pliocene cliff line formed by downfaulting of the gulf of Messinia (in the foreground, re-entrant of Itilo Bay over a distance of 1.5 km). The cliff is partly covered by encrusted Pliocene calcarenites (invisible at this scale), and rejuvenated at its foot by the dead cliff of the Strombus bubonius Tyrrhenian shoreline (white wave-cut platform), which is itself covered by late Pleistocene scree deposits (Photo J.-J. Dufaure).
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Titre Fig. 5 – Formes structurales des déchirures triasiques du Sud de la chaîne ibérique.Fig. 5 – Structural landforms developed as a result of Triassic rifting, southern Iberian Range.
Légende Suite à l’extension miocène et à la montée diapirique consécutive du Keuper accumulé à un niveau dysharmonique, les cuvettes continentales (à brève incursion marine à Ayora) évoluent dans un cadre de mobilité tectonique fortement accrue par halocinèse, allant jusqu’à l’évolution en rimsynclines (Landete, Bicorp-Quesa). À aucun moment les playas ne se prolongent par des pédiments bordiers. 1 : lames calcaro-dolomitiques de Muschelkalk ; 2 : Keuper évaporitique ; 3 : Jurassique-Crétacé calcaro-dolomitique ; 4 : Miocène marin ; 5 : Mio-Pliocène détritique rouge ; 6 : paramos calcaires ; 7 : brèches de piémont (Pléistocène ancien). (D’après Moissenet, in Hommage à P. Birot, 1984).Following Miocene extension and consecutive diapiric emplacement of Keuper gypsum at levels corresponding to tectonic unconformities, the continental basins (with a brief marine incursion at Ayora) developed in a tectonically unstable setting exacerbated by halokinesis and leading to the formation of rimsynclines (Landete, Bicorp-Quesa). Note that the playas do not extend into peripheral pediments. 1: plates of magnesian limestone (Muschelkalk); 2: Triassic gypsum; 3: Jurassic and Cretaceous magnesian limestone; 4: Miocene (marine); 5: Miocene to Pliocene red beds; 6: calcareous paramos; 7: piedmont breccia (Lower Pleistocene). (After Moissenet, in Hommage à P. Birot, 1984).
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Titre Fig. 6A – Évolution du pli de Minab (contact Makran–Zagros, sud-est de l’Iran).Fig. 6A – Evolution of the Minab fold (Makran–Zagros contact, southeastern Iran).
Légende À gauche (ouest), éventail détritique du Pléistocène Moyen chevauché à l’est par l’anticlinal de Minab (Mio-Pliocène marno-sableux du Zagros), activement dilacéré par les oueds qui répondent à la composante verticale de la compression. Le pli avait été arasé par des glacis de piedmont en fonction du grand accident du Koh-e-Zendan plus à l’est (hors de la photo) (cliché J.-J. Dufaure).To the left (W) a Middle Pleistocene fan is overthrust eastward by the Minab anticline (Miocene to Pliocene marls and sands), and strongly dissected by wadis in response to the related vertical uplift. Further along its strike to the east (though not visible here), this same fold has been bevelled by pediments cutting back from the piedmont (Photo J.-J. Dufaure).
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Titre Fig. 6B – La ligne de miroirs de l’escarpement de faille du Taÿgète (voir aussi fig. 6D).Fig. 6B – Slickenside alignment of the Taiyetos fault scarp (see also fig. 6D).
Légende La base du plan de faille a été fortement régularisée au Pléistocène récent (dernière période froide) : versant réglé sur 250 m dans les marbres et talus d’éboulis, entre lesquels affleure plus ou moins bien sur 1 à 15 m la ligne des miroirs, clairement attribuable à l’érosion différentielle holocène le long des rainures attaquant le plan régularisé. Mais il y a une certaine ambiguïté entre les rainures : dégradation anthropique de la surface des éboulis ou vestiges de scarplets authentiques (le dernier tremblement de terre historique remonte à 464 av. J.-C.) (cliché J.-J. Dufaure).The base of the fault plane was graded during the last Pleistocene glacial cycle: note the rectilinear slope profile involving the marble and scree deposits over a length of 250 m, with the slickenside line (exposed here over a distance of 1-15 m) in the process of being exposed by Holocene gully incision and differential erosion. However, the origin of erosional scars on scree between the gullies remains debatable. The scars could result from anthropogenic degradation of the breccia, but could also be the remains of genuine scarplets (the last great historical earthquake dates back to 464 BC) (Photo J.-J. Dufaure).
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Titre Fig. 6C – Écaillage sismique du miroir de Pissia (séisme de Béotie, mars 1981).Fig. 6C – Seismic exfoliation on the Pissia slickenside (Voiotio earthquake, March 1981).
Légende La purge de cette écaille de desquamation n’implique pas un rejeu tectonique du miroir, profondément patiné depuis son affleurement, imputable dans le contexte local à l’érosion différentielle (cliché J.-J. Dufaure, 4 septembre 1983).The exposure of the slickenside does not involve actual tectonic activity because it has become intensely patinated since exposure. Instead, differential erosion is locally responsible for its exposure (Photo J.-J. Dufaure, 9-4-1983).
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Titre Fig. 6D – L’escarpement de faille du Taÿgète au-dessus de la plaine de Sparte (Péloponnèse).Fig. 6D – The fault scarp of Taiyetos above the Sparta Basin (Peloponnese).
Légende Type de grand escarpement originel à facettes (hautes de 600 à 800 m), car les roches tendres du fossé (Pliocène lacustre au premier plan, qui s’incline vers l’angle de faille) ne jouent pas de rôle dans son dégagement par érosion différentielle. Celles-ci passent sous la batterie des cônes pléistocènes à holocènes (l’un d’entre eux dont l’apex est un goulet inter-facettes, occupe tout le deuxième plan de la photo). Ils équilibrent la subsidence concomitante du jeu de la faille. Le fond du fossé est à 200 m (cliché J.-J. Dufaure).Example of a great faceted fault scarp (facets are here 600-800 m high), defined as such because the soft rocks in the graben (lacustrine Pliocene deposits in the foreground, which are tilted towards the fault angle) do not play any role in the exposure of the scarp base by differential erosion. The deposits are covered by Pleistocene to Holocene alluvial fans (the apex of one of them coincides with the narrow gorge in the middle ground of the photograph). The vertical aggradation of the alluvial fans compensates for the fault-related subsidence. The Sparta basin floor lies at 200 m asl (Photo J.-J. Dufaure).
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Titre Fig. 6E – L’Evrostina, delta soulevé à 1200 m avec l’épaulement du rift corinthien (Nord du Péloponnèse).Fig. 6E – The Evrostina delta (1200 m a.s.l.), a landform uplifted with the Corinthian rift shoulder (northern Peloponnese).
Légende Ce prisme deltaïque du Pléistocène moyen est dégagé différentiellement des marnes sableuses périphériques, s’agissant de puissants foreset beds conglomératiques liés aux cônes des torrents qui attaquaient plus au Sud la première génération des failles listriques. Le gigantesque potentiel érosif est lié à la surrection récente à actuelle gouvernée par les failles listriques de dernière génération, sur la côte même du Golfe de Corinthe (cf. fig. 6F) (cliché J.-J. Dufaure).The Middle Pleistocene deltaic prism has been differentially eroded out of softer surrounding sandy marls. Note the massive foreset beds. These conglomerates were emplaced as fans in response to erosion of the relief generated by a first generation of listric faults. The huge erosional potential is linked to the recent and ongoing vertical uplift controlled by the last generation of listric faults along the coast of the gulf of Corinth (see also fig. 6F) (Photo J.-J. Dufaure).
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Titre Fig. 6F – Base de l’escarpement de faille d’Akratas–Aegion, sur la côte du golfe de Corinthe (nord du Péloponnèse).Fig. 6F – Foot of the Akratas–Aiyion fault scarp, along the coast of the gulf of Corinth (northern Peloponnese).
Légende Des travaux routiers (photo de septembre 1968) ont dégagé les miroirs basaux de cette faille listrique majeure, une des trois qui commandent actuellement la surrection de l’épaulement du rift corinthien (fig. 6E) et qui se manifestent par de nombreuses récurrences sismiques, souvent accompagnées de tsunamis qui affectent les cônes-deltas de la génération actuelle, comme le célèbre engloutissement du port d’Hélikè (373 av. J.-C.) mais aussi en 1861. Ces miroirs n’étaient revêtus que d’une mince pellicule colluviale corrélative de la modeste attaque du plan de faille dans les intervalles de silence sismique (cliché J.-J. Dufaure).Road works (as of in September 1968) have exposed the slickensides of this major listric fault, one of the three that currently control the uplift of the Corinthian rift shoulder. Their seismic activity is well documented, and it has triggered tsunamis affecting the currently active deltas. One tsunami engulfed the port of Heliki in 373 BC and again in 1861 AD. The slickensides were covered by thin slope deposits supplied by gentle denudation of the fault plane during seismic gaps (Photo J.-J. Dufaure).
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Titre Fig. 7. – Déformations quaternaires du piémont de l’Erymanthe, bassin d’Olympie, Péloponnèse.Fig. 7 – Quaternary deformation of the Erimanthos piedmont, Olympia Basin, Peloponnese.
Légende 1 : front de charriage (Olonos) ; 2 : montagne (écailles indifférenciées dans la nappe d’Olonos replissée) ; 3 : banquettes de piedmont ; 4 : isohypses en décamètres de la surface de piémont conglomératique (Plio-Pléistocène) ; 5 : monoclinaux gréseux dégagés par l’érosion différentielle ; 6 : escarpement de faille originel (Pléistocène moyen) ; 7 : basculements et contre-pentes ; ondulations anticlinales ou synclinales ; 8 : ancien drainage. (D’après Dufaure,1975, 1994).1: thrust front (Olonos); 2: mountain (undifferentiated imbricate structure due to re-folding of the Olonos Nappe); 3: pediments; 4: 10-m interval contours of the piedmont surface (Pliocene to Pleistocene fanglomerates); 5: homoclinal sandstone ridges formed by differential erosion; 6: fault scarps (Middle Pleistocene); 7: tilt and reverse fault movements; anticlines and synclines; 8: palaeodrainage. (After Dufaure ,1975, 1994).
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Titre Fig. 8. – Fracturation de la paléotopographie du Matese (Campanie, Italie du Sud).Fig. 8 – Faulting of the Matese palaeotopography (Campania, Southern Italy).
Légende Au dernier plan, paléotopographie pliocène très émoussée, brutalement interrompue par le poljé du Lago di Matese, encadré de failles. Sur la gauche (sud-ouest), elle présente un relatif ensellement occupé par des restes d’un épandage grossier venant du nord (axe sommital du Miletto), antérieur donc à l’effondrement dont l’aménagement karstique constitue le poljé actuel (voir Comentale, 1997 ; cliché J.-J. Dufaure).In the background, note the smooth palaeotopography of Pliocene age, abruptly interrupted by the faulted polje of Lago di Matese. On the left (SW), a topographic saddle is partly covered by remnants of a coarse alluvial deposit supplied from the north (crest zone of the Miletto range). The deposit pre-dates the downthrow of the Lago graben, which has more recently been reshaped by karstic processes to form a polje (Photo J.-J. Dufaure; see Comentale, 1997).
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-Jacques Dufaure, « L’analyse des formes structurales revisitée. Relations entre érosion différentielle, aplanissements et tectonique continentale », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 13 - n° 2 | 2007, 159-176.

Référence électronique

Jean-Jacques Dufaure, « L’analyse des formes structurales revisitée. Relations entre érosion différentielle, aplanissements et tectonique continentale », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 13 - n° 2 | 2007, mis en ligne le 01 juillet 2009, consulté le 23 juillet 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/1182 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.1182

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Jean-Jacques Dufaure

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