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Surfaces d’aplanissement et géodynamique

Planation surfaces and geodynamics
Jean-Pierre Peulvast et Vanda Claudino Sales
p. 249-274

Résumés

Depuis quelques décennies, de nombreux travaux ont amélioré la connaissance des surfaces d’aplanissement, des mécanismes de leur formation et des contextes géodynamiques et paléoclimatiques de leur genèse. L’article rappelle la répartition et les modèles explicatifs de ces formes d’échelles variées, puis analyse le développement des aplanissements partiels avant de s’intéresser à l’effacement des orogènes, mieux compris avec la quantification des bilans soulèvement-érosion et la prise en compte de l’extension tardi-orogénique, de l’écroulement gravitaire et de l’alourdissement des racines crustales dans l’évolution des grands édifices montagneux. Le développement, l’entretien, la conservation ou la destruction des aplanissements en régimes cycliques ou acycliques sont liés aux grands rythmes géodynamiques. Le phénomène d’aplanissement représente une tendance habituelle de l’évolution morphologique, mais traduit avant tout des bilans mouvements verticaux - érosion déficitaires, ou des équilibres dynamiques toujours susceptibles de se rompre en fonction des variations des taux respectifs de ces phénomènes. Local ou régional, son règne est plutôt temporaire, mais ses traces morphologiques peuvent perdurer, constituant ainsi des jalons essentiels de l’histoire des continents.

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Notes de la rédaction

Remerciements
Ce travail repose en partie sur les résultats de missions effectuées grâce à l’appui de l’université Paris-Sorbonne (Paris IV, DEPAM), de l’université fédérale du Ceará (Fortaleza, Brésil) et du CNRS (IDES, UMR 8148, université Paris Sud). Il a bénéficié de l’assistance de F. Bonnaud (Paris IV) et d’utiles échanges avec de nombreux collègues, dont J.-J. Dufaure, C. Klein, K. Lidmar-Bergström, C. D. Ollier, C. R. Twidale, J. R. Vanney. Les auteurs remercient aussi Y. Battiau-Queney, M. Calvet, M. Fort et Y. Lageat pour leurs commentaires constructifs qui ont beaucoup contribué à l’amélioration du manuscrit.

Texte intégral

Texte intégral en libre accès disponible depuis le 01 janvier 2008.

Introduction

1Témoignant de la puissante contribution de l’érosion au façonnement des terres émergées, les surfaces d’aplanissement ont été reconnues de longue date et souvent considérées comme un terme ultime de l’évolution des reliefs. Qualifiées de pénéplaines, de pédiplaines ou même d’ultiplaines (Twidale, 1983), elles sont depuis la fin du XIXe siècle au cœur des affrontements entre les grands modèles d’évolution à long terme du relief. Depuis deux à trois décennies, de nombreux travaux qualitatifs et quantitatifs ont alimenté le débat sur ces surfaces, fonctionnelles ou héritées (paléosurfaces), sur leur âge, sur les mécanismes, les rythmes d’érosion et les conditions de leur genèse, en les plaçant dans le cadre de la tectonique globale. L’article rappelle la répartition de ces formes d’échelles variées et les modèles explicatifs classiques, puis analyse le développement des aplanissements partiels avant de s’intéresser au problème de l’effacement des orogènes et des aplanissements généralisés. Il combine les apports des travaux géomorphologiques et ceux, de plus en plus nombreux, des mesures thermochronologiques et des modélisations géophysiques. Le constat d’un rôle déterminant des facteurs tectoniques et de leurs interactions avec les dynamiques externes permettra enfin de préciser la signification et la place des processus d’aplanissement dans les évolutions à long terme des reliefs.

Des formes largement réparties et bien identifiées

Répartition, identification

2Les terres émergées sont riches en surfaces planes, proches de l’horizontale. Seuls les orogènes actifs en sont dépourvus, hormis certains hauts plateaux (Tibet, Andes). Parmi les surfaces proches du niveau de base général ou formant les niveaux de base des régions endoréïques, des surfaces de remblaiement coexistent avec des surfaces d’aplanissement, dont les pentes juste suffisantes pour l’écoulement des eaux et de la charge fluviale tronquent les structures des socles et des couvertures sédimentaires. En réalité, ces aplanissements peuvent aussi bien être des basses surfaces rocheuses côtières sans lien direct avec les agents fluviatiles, comme les strandflats des hautes latitudes (Guilcher et al., 1986 ; photo 1), que de vastes surfaces continentales peu disséquées, sinon fonctionnelles, présentes dans les domaines tropicaux à écoulements intermittents (Kalahari, intérieur de l’Australie, nord-est du Brésil, etc.).

Photo 1 – Strandflat émergé et relief résiduel sur Gimsøy (Iles Lofoten, Norvège).
Photo 1 – Emerged strandflat and residual hill on Gimsøy (Lofoten Islands, Norway).

Photo 1 – Strandflat émergé et relief résiduel sur Gimsøy (Iles Lofoten, Norvège). Photo 1 – Emerged strandflat and residual hill on Gimsøy (Lofoten Islands, Norway).

Élément de la surface d'aplanissement partiel large de quelques centaines de mètres à 60 km, qui s'étend au long de la côte norvégienne sur près de 2 000 km de longueur. Les flancs de ses reliefs résiduels (ici, le Hoven, 371 m, constitué de mangérites et de gabbros saillants par rapport à un plancher orthogneissique) sont aussi abrupts que ceux de la retombée montagneuse qui domine le strandflat. Cette surface s'insinue en bassins évasés jusqu'à l'intérieur du bourrelet montagneux, ce qui lui confère une nature et une origine composites (surface d'abrasion marine, replats d'origine glaciaire, éléments de surface périphérique et de fonds de bassins d'origine préglaciaire) (cliché J.-P. Peulvast).
View of the partial planation surface that extends close to the base level, over a width of a few hundreds of metres to 60 km, along 2000 km of the the Norwegian coast. The flanks of its residual landforms (here, the Hoven, 371 m, formed of mangerites and gabbros preserved from erosion above an orthogneissic floor) are as steep as those of the mountain escarpment that overlooks the strandflat. This surface forms wide basins embayed into the marginal mountains, and is therefore complex to interpret and of polygenetic origin (wave cut platform in outer locations, glacial shoulders, elements of an erosional piedmont and of preglacial etch-basin) (photo J.-P. Peulvast.).

3Héritées et parfois très anciennes (Ollier, 1991 ; Widdowson, 1997a), les autres surfaces ont été plus ou moins soulevées et déformées, voire formées en altitude par une altiplanation mal expliquée (Gregory et Chase, 1992). Souvent disséquées ou dégradées, elles subsistent dans les paysages sous forme d’interfluves plans ou de topographies bosselées. Il s’agit parfois de simples niveaux de crêtes ou « Gipfelflur, dont l’ancienne appartenance à une surface unique est problématique (Baulig, 1952). Leur persistance leur a souvent permis de jouer le rôle de substrat pour les transits sédimentaires, et de surfaces de contact socles/couvertures (photo 2), ce qui en fait d’utiles jalons pour l’analyse de l’évolution ultérieure. En revanche, leurs altérites et leurs sols ont souvent été renouvelés, ce qui rend difficile la reconstitution des conditions de leur formation (Simon-Coinçon, 1999).

Photo 2 – Plis hercyniens arasés : la carrière de Villedieu-lès-Bailleul (N d'Argentan, Normandie, France).
Photo 2 – Bevelled Variscan folds : Villedieu-lès-Bailleul quarry (north of Argentan, Normandy, France).

Photo 2 – Plis hercyniens arasés : la carrière de Villedieu-lès-Bailleul (N d'Argentan, Normandie, France). Photo 2 – Bevelled Variscan folds : Villedieu-lès-Bailleul quarry (north of Argentan, Normandy, France).

Le déblaiement partiel de calcaires marins du Jurassique moyen dans les régions de Caen et de Falaise fait affleurer la surface infra-jurassique, dite aussi surface post-hercynienne, tronquant de façon imparfaite les conglomérats, les schistes et les Grès Armoricains du Paléozoïque inférieur conservés dans les vigoureux synclinaux de May, d'Urville et de la zone bocaine. Participation probable de l'abrasion marine au nivellement avant l'enfouissement de la surface (cliché J.-P. Peulvast).
Imperfectly truncating Paleozoic conglomerates, shales and sandstones (Armorican sandstones) preserved in tight synclines of the Variscan orogen (May, Urville, Bocaine zone), the sub-Jurassic planation surface, also known as Post-Hercynian surface, is exposed here after partial denudation of overlying marine limestones of Middle Jurassic age. Wave-cutting was probably involved in the planation process before subsequent surface burial (photo J.-P. Peulvast).

4Ces surfaces peuvent servir de marqueurs tectoniques, sous réserve de l’identification d’anomalies d’une surface de référence réputée plane. Celle-ci est reconstituée sur cartes par lissage des courbes de niveau et élimination des entailles fluviatiles, considérées comme postérieures au nivellement (Riis et Fjeldskaar, 1992). Les traitements des modèles numériques de terrain autorisent aussi ces opérations, par regroupement de pixels en unités de taille kilométrique à décakilométrique (Bonow, 2004). Un filtrage permet d’éliminer les anomalies (resserrements des courbes lissées) dues à l’érosion différentielle ou aux étagements cycliques (Freytet, 1993), mais la nature des surfaces ainsi construites n’est pas toujours établie. Seules les surfaces de discordance échappent au doute.

5Par lissage, on peut relier entre eux des sommets vaguement alignés entre lesquels il n’y a peut-être jamais eu que des topographies de dissection (Dufaure, 1988). On ne s’étonnera donc pas des désaccords sur le nombre de surfaces étagées comme celles des régions jadis englacées (Scandes : Peulvast, 1985 ; Doré, 1992 ; Lidmar-Bergström et Näslund, 2002). Les cas favorables correspondent à des paléosurfaces exhumées, dont les déformations sont mieux analysables (Costa et al., 1999 ; Champion et al., 2000 ;  Peulvast et Claudino Sales, 2004). L’utilisation des MNT peut faciliter l’identification et la cartographie des surfaces d’aplanissement, soit au moyen de profils sériés ou synthétiques, soit au moyen de la combinaison d’une carte des pentes avec les données hypsométriques (Bonow, 2004).

Datation et signification chronologique

6La présence de dépôts sédimentaires discordants et de formations superficielles caractéristiques (altérites, débris en transit, formations indurées) peut faciliter la datation des surfaces d’aplanissement (Godard et al., 2001 ; Watchman et Twidale, 2003 ; photo 2). Cependant, leur application est rendue délicate par la complexité des relations entre celles-ci et des formations qui ne sont pas toutes corrélatives de l’aplanissement. La géométrie d’ensemble correspond généralement à des âges supérieurs à ceux des formes de détail et des formations superficielles. L’âge de ces formations peut aussi être plus élevé que celui des processus de lissage. Il faut donc définir l’échelle des formes à dater. De plus, des formations apparemment favorables aux datations, en particulier de type radiochronologique, comme les latérites qui revêtent de vastes surfaces des régions tropicales, ne cessent en fait de poursuivre leur évolution géochimique, ce qui interdit de les considérer comme des systèmes fermés et des marqueurs stables (Millot, 1980 ; Gunnell, 2003).

7Des éléments d’âges et d’origines variés coexistent souvent dans des topographies apparemment uniformes. Il existe des ambiguïtés quant à leur âge, initial, final, avant fossilisation ou dissection, ou local (surfaces de discordance et éléments exhumés : Dumont, 1991). Ces surfaces sont souvent diachrones, en particulier si elles résultent d’un recul de versants (fig. 1A et B), et elles sont rarement parfaites. Les reliefs résiduels et les escarpements qui délimitent certaines d’entre elles peuvent correspondre à des contrôles lithologiques sans signification chronologique. Enfin, le réaménagement constant de certaines de ces surfaces en régime acyclique ou de dégradation lente (Klein, 1997a) en fait des formes sans âge défini.

Fig. 1 - Systèmes de surfaces d'aplanissement étagées.
Fig. 1 – Systems of stepped planation surfaces.

Fig. 1 - Systèmes de surfaces d'aplanissement étagées. Fig. 1 – Systems of stepped planation surfaces.

A : schéma interprétatif des surfaces étagées de l'Europe hercynienne occidentale et centrale (d'après C. Klein, 1993, redessiné). Déformation en dôme d'une surface d'âge paléogène (S1) et à pédimentation au cours de l'Eocène supérieur - Oligocène inférieur à la périphérie de l'aire soulevée. Les produits de la pédimentation (Sidérolithique de transport) fossilisent les parties déprimées de S1. SPH : surface post-hercynienne ; SEC : surface éocrétacée ; S1 : surface éotertiaire, avec reliefs résiduels r ; S2 : surface mésotertiaire ; J : terrains jurassiques ; C : terrains crétacés ; T : terrains tertiaires. Grisé : aires de soulèvement et aires d'affaissement conjuguées (cas où l'évolution géomorphologique s'est effectuée en régime endoréïque). B : étagements et âge des surfaces d'aplanissement dans le cas du modèle d'évolution du relief de L. C. King. D'après M. Summerfield (1991), redessiné. Les surfaces A à C ont commencé à s'élaborer lors de trois épisodes de baisse du niveau de base. Chacune est diachrone et les dépôts reposant dessus peuvent fournir un âge local minimum au point correspondant. L'élimination finale du dernier reste d'une surface donnée donne son âge terminal. C : les monts Shick-Shock (Gaspésie, Appalaches du Québec), vus vers le NE depuis Saint Tharsicius. Haute surface post-acadienne (1 000 m), préservée dans les roches métamorphiques et intrusives résistantes de l’orogène taconique (à gauche), au-dessus de la surface principale de Gaspésie, d’âge tertiaire probable. Située vers 500 m d’altitude, celle-ci n’arase que les roches sédimentaires et volcaniques plissées de l’orogène acadien, d’âge ordovicien à dévonien, et elle est elle-même disséquée (cliché J.-P. Peulvast).
A : interpretation of stepped surfaces in western and central Variscan Europe (from C. Klein, 1993, redrawn). Updoming of a Paleogene surface (S1) and pedimentation during late Eocene–early Oligocene times at the periphery of the uplifted region. The waste products (Siderolithic) bury the downwarped parts of S1. SPH : Post-Hercynian surface ; SEC : early Cretaceous surface, S1 : early Tertiary surface, with residual hills r ; S2 : middle Tertiary surface ; J : Jurassic sediments ; C : Cretaceous sediments ; T : Tertiary sediments. Grey : conjugate uplift and subsidence areas (in the case of geomorphic evolution in an internally drained setting). B : stepped system and ages of planation surfaces in King’s model of landform evolution. From M. Summerfield (1991), redrawn. The surfaces labelled A-D were initiated during three episodes of base level fall. Each is diachronous and deposits on the surface may yield a minimum local age at that point. The final elimination of the last remnant of a particular surface (D) gives its terminal age. C : shick-Shock Mounts (Gaspésie, Québec Appalaches), seen towards the NNE from Saint Tharsicius. High post-Acadian surface (1000 m), preserved on resistant metamorphic and intrusive rocks of the Taconic orogen (left), above the main Gaspésie surface, of probable Tertiary age. Situated ca. 500 m above sea level, this surface only bevels folded sedimentary and volcanic rocks of the Acadian orogen, of Ordovician to Devonian age, and is itself dissected (photo J.-P. Peulvast).

8Certaines surfaces constituent des plans réguliers de plusieurs milliers de kilomètres de côté. Bien représentées sur les boucliers précambriens, elles peuvent remonter jusqu’au Protérozoïque(Godard, 1965 ; Twidale, 1985 a et b). Peu élevées ou découplées des principaux drains et des niveaux de base locaux, elles arasent de vastes ensembles de roches homogènes et résistantes, métamorphiques et plutoniques. Moins vastes, les autres surfaces sont aussi plus récentes, d’âge paléozoïque et postérieur, en particulier dans les socles et bassins proches des orogènes cénozoïques (Europe hercynienne) et le long des marges passives. Elles s’y arrangent souvent en systèmes étagés (Ecosse : Godard, 1965 ; Norvège : Peulvast, 1985 ; Lidmar-Bergström et al., 2002 ; Appalachesdu Québec : fig. 1C). Bien que certains auteurs affirment que des aplanissements peuvent se développer simultanément dans une même région à différentes altitudes en fonction de niveaux de base séparés (surface Africaine d’Afrique australe : Partridge, 1998), les étagements sont  plutôt réputés avoir une valeur chronologique (Klein, 1993, 1997 a ; Bremer, 1993), ce qui est vérifié dans quelques cas par la présence de différents sols cuirassés, témoins de cycles d’érosion successifs (Afrique, Brésil, Guyanes : King, 1957, 1962 ; McConnell, 1968 ; Michel, 1978 ; Tardy et Roquin, 1998 ; Gunnell, 2003) et par leur datation absolue, qui indique des âges atteignant jusqu’à 65-70 Ma(Brésil : Vasconcelos, 1992 ; Australie : Vasconcelos et Stone, 1999).

9Le croisement de méthodes radiochronologiques (concentration de radio-nucléides cosmogéniques, 10Be ou 26Al, dans des échantillons de surface ou de subsurface), avec les études de traces de fission (AFT) et les dosages (U-Th)/He dans les apatites, qui révèlent l’histoire thermique d’échantillons du substrat dans les parties supérieures de la croûte (<4 km), est récemment venu compléter ces données. Sous réserve de calibrations convenables, ces méthodes permettent le calcul de la dénudation à laquelle est lié l’aplanissement, sur des pas de temps variés, de 103-106 ans à 107-108 ans (cf. Spotila et al., 2004). Elles offrent la possibilité d’évaluer les rythmes et le rôle effectif des grands types de processus à l’œuvre dans les mieux connus des aplanissements, les aplanissements partiels (cf. Cockburn et al., 2000 ; Persano et al., 2002).

Les modèles classiques : points forts et lignes de faiblesse

Pénéplanation ou pédiplanation ? Downwearing ou backwearing ?

10Très tôt identifiées sous forme de discordances basales, les surfaces d’aplanissement ont suscité des explications où l’eau en mouvement est l’agent essentiel (Baulig, 1952) et dont certaines relèvent des modèles fondateurs de la géomorphologie. Celui du cycle d’érosion aboutissant à la formation d’une pénéplaine (Davis, 1899) est le plus connu. Comme le modèle ultérieur de pédiplanation de L. King (1962), il comporte l’idée d’une évolution ponctuée de pulsations tectoniques suivies de phases d’incision puis d’aplanissement. Dans les deux cas, les formes reflètent les étapes de l’évolution d’un système géomorphologique fermé doté d’une énergie potentielle décroissante (Battiau-Queney, 1999). à l’inverse, le modèle de W. Penck (1924) suppose un soulèvement prolongé au cours duquel l’érosion inscrit un ou plusieurs aplanissements à la périphérie de l’aire soulevée selon les variations de la vitesse du soulèvement. Comme celui de L. King, il implique un recul des escarpements ou backwearing (fig. 2A), plus qu’un abaissement des versants et des surfaces, le downwearing privilégié par W. M. Davis. Enfin, le modèle de J. Büdel (1957), dit de la double surface d’aplanissement, est une variante de l’idée ancienne d’une préparation de formes d’érosion par altération en subsurface (cf. Twidale, 2002). Pouvant affecter simultanément plusieurs niveaux topographiques, il s’affranchit d’un contrôle direct par le niveau de base fluvial. L’attaque de la roche saine au niveau du front d’altération s’accompagne de l’évacuation du matériel altéré par ruissellement (etchplanation : fig.4B). Ce mécanisme est l’un de ceux impliqués dans les modèles d’équilibre dynamique, où le système géomorphologique, ouvert et continuant à recevoir de l’énergie (soulèvement), est plus ou moins indépendant de la durée (Ahnert, 1970 ; Battiau-Queney, 1999).

Fig. 2 - Pédimentation, etchplanation et dégagement de reliefs résiduels. Tiré de J.-P. Peulvast et J.R. Vanney, 2001.
Fig. 2 –  Pedimentation, etchplanation and exhumation of residual reliefs. From J.-P. Peulvast and J.R. Vanney, 2001.

Fig. 2 - Pédimentation, etchplanation et dégagement de reliefs résiduels. Tiré de J.-P. Peulvast et J.R. Vanney, 2001. Fig. 2 –  Pedimentation, etchplanation and exhumation of residual reliefs. From J.-P. Peulvast and J.R. Vanney, 2001.

A : développement des pédiments accompagné d'un recul des versants parallèlement à eux-mêmes, selon King (1962), redessiné. B : dénudation par etchplanation, érosion différentielle et dégagement de reliefs résiduels à la surface d'un craton au cours des derniers 100 Ma, selon M. Thomas (1989b), redessiné.
A : Pediment development associated with slope retreat, from King (1962), redrawn. B : Denudation by etchplanation, differential erosion and exhumation of residual reliefs on a cratonic area during the last 100 Ma, according to M.Thomas (1989b), redrawn.

11L. King privilégie les processus d’érosion aréolaire au détriment de roches cohérentes préalablement ameublies, par ruissellement diffus ou en nappe et planation latérale autour des cours d’eau. Considérés comme propres aux régions tropicales à saisons contrastées, ces processus entraîneraient le façonnement de glacis d’ablation ou pédiments (Cooke et al., 1993), et un recul des abrupts d’amont (ravinement et mouvements de masse, planation latérale au détriment des versants des embayments). Le terme de ce processus lent et spatialement irrégulier (Twidale, 2000b) serait la coalescence des pédiments (pédiplanation) et la réduction des reliefs à des buttes, inselgebirge et inselbergs de plus en plus morcelés (photo 3), entre des cols pédimentaires. Impliquant le diachronisme des pédiments et pédiplaines, cette idée s’oppose à celle de W.M. Davis selon qui le relief évoluerait avec le profil longitudinal des cours d’eau, par abaissement progressif des pentes (maturité, vieillesse), après une incision consécutive à un soulèvement brutal (jeunesse).

Photo 3 – Pédiplaine à inselbergs dans la région de Quixadá, Ceará, Nordeste brésilien.
Photo 3 – Pediplain and inselbergs in the Quixadá area, Ceará, northeastern Brazil.

Photo 3 – Pédiplaine à inselbergs dans la région de Quixadá, Ceará, Nordeste brésilien. Photo 3 – Pediplain and inselbergs in the Quixadá area, Ceará, northeastern Brazil.

Inselbergs de granites leucocrates (Serra de Urucu, au milieu) et de monzonites (à l'arrière-plan gauche) correspondant à la mise en valeur d'intrusions tardi-orogéniques par rapport aux gneiss, migmatites et roches supracrustales du Groupe du Ceará, d'âge Protérozoïque inférieur à moyen, au cours de la formation de la « surface Sertaneja », une pédiplaine légérement disséquée. Knick basal (cliché J.-P. Peulvast).
Inselbergs of leucocratic granites (Serra de Urucu, in the middle) and monzonites (back left). They correspond to preserved late-orogenic intrusions during the formation of the Sertaneja surface  – a slightly dissected pediplain – and contrast with the more erodible gneisses, migmatites and supracrustal rocks of the Ceará Group (Early-Middle Proterozoic). Presence of a knick or a short basal concavity (photo J.-P. Peulvast).

Évolutions cycliques et acycliques

12Considérées comme l’aboutissement de cycles d’érosion auxquels correspondraient autant de générations de formes, les surfaces d’aplanissement sont qualifiées de mono-, a-, bi- ou polycycliques par référence à la terminologie héritée de W. M. Davis et de ses successeurs, en dépit du caractère discuté de la notion de cycle d’érosion (Klein, 1993, 1997a). Une évolution monocyclique implique l’intervention d’une séquence érosive principale, consécutive à une phase tectonique. Les modes bi- ou polycycliques comportent en principe une ou plusieurs phases de stabilité permettant l’aplanissement des volumes soulevés. Une différenciation ultérieure du relief peut être déclenchée par de nouvelles déformations, en général des mouvements verticaux d’ampleur régionale (épirogénèse), au cours desquels la majeure partie des structures anciennes ne rejoue pas. La reprise d’érosion peut aussi être due à l’abaissement du niveau de base (eustatisme). Des talus dits cycliques, contrôlés ou non par la structure, séparent les surfaces correspondant à deux cycles successifs. Les plus hautes surfaces sont souvent les plus anciennes (Bremer, 1993 ; Watchman et Twidale, 2003). Mais il existe des cas inverses, comme des paléosurfaces exhumées au pied de reliefs portant des surfaces plus récentes : Gaspésie (Peulvast et al., 1996), Nordeste brésilien (Peulvast et Claudino Sales, 2004), et d’autres où une même surface peut être dénivelée par la tectonique (sud du Pays de Galles : Battiau-Queney, 1999).

13Dans les massifs anciens les plus soulevés, les formes planes sont surtout représentées par des aplanissements partiels étagés et plus ou moins dégradés (Klein, 1993 ; Peulvast et Vanney, 2001 ; fig. 1). Dans les régions soumises à des déformations flexurales, elles comportent aussi des systèmes de facettes se recoupant sous des angles faibles, formant des surfaces polygéniques ou composites (Baulig, 1952), comme celles du sud de la Suède (Lidmar-Bergström, 1996 ; fig. 3). Enfin, si les mouvements affectent une région peu accidentée et restent lents, l’érosion peut, dans les conditions du mode d’évolution acyclique (Klein, 1959), compenser les effets du soulèvement de telle façon que la situation de départ et la faible entrée tectonique n’y autorisent pas la formation de reliefs vigoureux, sauf par suite d’échecs locaux de la regradation impliquée dans ce régime, provoquant le dégagement de reliefs résiduels de résistance. Ce type d’évolution, qui a pu affecter certains socles et leurs bordures sédimentaires peu déformées, jusqu’aux incisions de la fin du Cénozoïque (Klein, 1975), est une variante de celle des systèmes en équilibre dynamique.

Fig. 3 – Surfaces d'aplanissement et enregistrement des déformations : l'exemple des surfaces de la Suède méridionale (in J.-P. Peulvast et J.R. Vanney, 2001, d'après Lidmar-Bergström, 1996, modifié).
Fig. 3 – Planation surfaces and deformation record: the example of southern Sweden (in J.-P. Peulvast and J.R. Vanney, 2001, from K. Lidmar-Bergström, 1996, modified).

Fig. 3 – Surfaces d'aplanissement et enregistrement des déformations : l'exemple des surfaces de la Suède méridionale (in J.-P. Peulvast et J.R. Vanney, 2001, d'après Lidmar-Bergström, 1996, modifié).Fig. 3 – Planation surfaces and deformation record: the example of southern Sweden (in J.-P. Peulvast and J.R. Vanney, 2001, from K. Lidmar-Bergström, 1996, modified).

A : deux interprétations des relations chronologiques entre la pénéplaine du K. Småland sud (SSP) et la surface côtière de la côte occidentale. B : profil E-W à travers la Suède méridionale montrant les déformations des surfaces exhumées et les relations de ces surfaces avec la couverture. Contraste entre la surface sub-cambrienne régulière à l'est et la surface sub-crétacée bosselée à l'ouest.
A : two interpretations of chronological relationships between the Southern Småland peneplain (SSP) and the coastal surface of the western coast. B : E-W profile across southern Sweden showing deformation of the exhumed surfaces and the relationships between these surfaces and the cover rocks. Clear contrast between the regular sub-Cambrian surface in the east and the rugged sub-Cretaceous surface to the west.

Conditions et processus de l’aplanissement

14Il existe à présent un accord sur l’intervention d’une altération puissante et prolongée, entraînant des pertes de substance élevées, et sur le rôle de conditions tropicales à saisons contrastées dans le développement de surfaces souvent pourvues d’inselbergs (photo 3). à la suite de J. Büdel (1957), G. Millot (1980) ou M. Thomas (1989a, b), les auteurs insistent sur le rôle d’alternances à court ou à long terme (Taylor et Howard, 1998) de phases humides et chaudes, propices à l’altération profonde, et de phases sèches où la raréfaction du couvert végétal autorise un décapage des altérites et un nivellement (etchplanation ou aplanissement pénétrant) par érosion aréolaire comportant etching ou crypto-altération et stripping ou ablation(cf. Klein, 1993 ; Twidale, 2002). En contexte acyclique, ces processus sont intervenus dans l’élaboration de la surface de l’argile à silex de l’ouest du Bassin parisien, où ont collaboré des processus de cryptokarstification de la craie et de nivellement des résidus des couches surincombantes et des insolubles (Klein, 1975).

15Moteur essentiel du downwearing, le phénomène d’etchplanation reste discuté. Compte tenu de l’irrégularité du front d’altération, en particulier sur roches cristallines (Twidale, 2002 ; Twidale et Vidal Romani, 2004), certains auteurs attribuent à ces processus une tendance à l’accentuation du relief (Bourne et Twidale, 2000 ; Kroonenberg et Melitz, 1983 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2001). Dans le cas des surfaces étagées du SE du Kenya (Veldkamp et Oosterom, 1994), les épisodes d’aplanissement correspondraient à des phases d’élévation du niveau de base menant au remplissage des parties inférieures des vallées et à l’abaissement des interfluves. Ils seraient interrompus par la reprise de l’ablation et du dégagement du front d’altération lors des baisses du niveau de base. En revanche, selon G. Millot (1980), puisque les profils hydriques internes aux couvertures d’altération participent à la régulation des transferts latéraux, y compris l’ablation superficielle, et ont tendance à se rapprocher de l’horizontale, comme les profils d’altération, la tendance à l’aplanissement ne serait «pas le seul fruit des actions mécaniques de la pluie en surface, mais aussi celui des organisations géochimiques et pédologiques qui tendent d’une manière têtue vers l’horizontale» (p. 304). Toutefois, cette vision reste théorique, supposant un niveau de base constant et une résistance uniforme du substrat à l’altération.

16L’évolution des niveaux de base peut aussi être déterminante pour le backwearing. Comme l’incision profonde du paysage s’accompagne en principe d’une diminution de la vitesse de recul des escarpements, due à la hauteur et à la massivité accrues des versants (Young, 1985), la destruction d’un aplanissement par dissection serait jusqu’à dix fois plus lente que son élaboration dans des conditions de niveau de base stable ou ascendant. Néanmoins, des observations sur des vallées et escarpements du Queensland central, partiellement fossilisés par des coulées de basaltes entre 24 et 28 Ma puis réincisés, montrent que les versants de canyons réincisés ont reculé plus vite (150 à 250 m.Ma-1) que ceux des sections de vallées non réincisées, mais probablement pour des raisons lithologiques (Young et Wray, 2000).

17Les idées sur la formation des inselbergs ont aussi alimenté le débat. Les explications proposées pour ces reliefs isolés ou groupés, souvent des dômes cristallins (Lageat et Gunnell, 2001), sont de deux types : individualisation par recul d’escarpements et pédiplanation (fig. 2A), ou dégagement à partir d’un manteau d’altérite épais ou renouvelé au cours de la dissection ou de l’aplanissement (Thomas, 1978). La première de ces théories s’appuie sur la hauteur de la plupart des dômes saillants, de loin supérieure à l’épaisseur connue des manteaux d’altération (King, 1962). La planation latérale et le recul des versants se bloqueraient contre les volumes massifs, au niveau d’une rupture de pente ou knick(photo 3). La réalité du processus est contestée, d’autant plus que les pédiments vrais sont rares au pied des inselbergs (Thomas, 1978), mais il a été proposé pour expliquer la formation des inselbergs granitiques du désert du Namib par recul sélectif d’un escarpement côtier dans les schistes encaissants (Selby, 1977). L’hypothèse alternative est celle du dégagement de noyaux sains du front d’altération, par recul de versant au détriment du régolite (photo 4) ou par érosion verticale, éventuellement à la faveur d’emboîtements cycliques (Lageat et Gunnell, 2001). Un dégagement polyphasé peut s’accompagner de la formation de gradins ou d’encoches dans les flancs des dômes par altération en base de versant et planation latérale (Bourne et Twidale, 2000 ; Twidale, 2002). Dans les deux cas, ces processus seraient surtout efficaces sous les climats arides tropicaux et subtropicaux, où le contraste entre altération des granites en pied de versant et immunisation dans les pentes fortes est maximum.

Photo 4 – Encoche perchée en base de paroi d’inselberg granitique à Quixadá (Ceará, Nordeste brésilien).
Photo 4 – Hanging notch in the base of an inselberg wall near Quixadá (Ceará, Brazilian Nordeste).

Photo 4 – Encoche perchée en base de paroi d’inselberg granitique à Quixadá (Ceará, Nordeste brésilien). Photo 4 – Hanging notch in the base of an inselberg wall near Quixadá (Ceará, Brazilian Nordeste).

En partie défigurée lors de la construction du barrage (à droite, environ 15 m de hauteur), elle matérialise l’ancienne rupture de pente (knick) entre la paroi et un pédiment ultérieurement disséqué, soulignant le processus d’exagération de l’inselberg (cliché J.P. Peulvast).
Partly destroyed during the construction af the adjacent dam (right side ; ca 15 m in height), the notch coincides with the former knick between the wall and a now dissected pediment. This highlights the process and magnitude of inselberg growth (photo J.P. Peulvast).

18La plupart de ces interprétations rendent surtout compte du perfectionnement de topographies déjà peu accidentées, propices au fonctionnement des mécanismes envisagés ou, au contraire, de phases d’accentuation des irrégularités de détail. Elles n’excluent pas d’autres aménagements, abrasion marine (Sud-Ouest anglais : Coque-Delhuille, 1987 ; sud-ouest du Massif central français : Simon-Coinçon, 1987) ou corrosion karstique (Péloponnèse : Dufaure, 1985). C’est ce que contient la notion de régime cratonique invoquée par R. W. Fairbridge et C.W. Finkl (1980) pour expliquer la genèse des grandes pénéplaines des boucliers protérozoïques. L’abrasion marine, peu efficace pour l’attaque frontale de grands reliefs escarpés en roches dures, peut d’ailleurs être d’autant plus puissante et affecter des superficies d’autant plus étendues que les topographies décrites sont peu accidentées et que les mouvements tectoniques sont lents (Godard et al., 2001). Les longues durées impliquées, de 50 Ma dans le sud-ouest du Massif Central à 75 Ma pour la surface fondamentale du Dartmoor, rendent plausible la diversité des processus de façonnement.

19Enfin, l’ancienneté de nombreuses surfaces renvoie à des conditions de genèse sans équivalent récent. Il en est ainsi des altérations albitisantes qui ont présidé au perfectionnement de la surface post-hercynienne dans le sud du Massif Central (Simon-Coinçon, 1987). C’est surtout le cas des surfaces antérieures au Silurien, formées dans des déserts biologiques où les agents mécaniques ont pu intervenir sans entraves, que les conditions aient été chaudes ou froides, humides ou sèches (Migon et Lidmar-Bergström, 2001). C’est dans ces conditions que se sont élaborées les surfaces d’aplanissement des boucliers précambriens. De même, les surfaces formées avant le Miocène l’ont été en l’absence de couvertures herbacées dont le rôle est pris en compte dans les conditions propices ou non au ruissellement diffus (Retallack, 2001).

Les aplanissements partiels et leurs enseignements

Caractéristiques, contextes structuraux et nature des abrupts d’amont

20Les reliefs de petite taille, bombements de socle et blocs soulevés des zones d’extension crustale, sont plus vite que les autres mordus par des surfaces qui les réduisent à des vestiges discontinus. Selon les cas, ce sont des pédiments, plans inclinés tronquant des roches cohérentes au pied d’abrupts continus, des cônes rocheux, développés au débouché d’un impluvium, souvent sur des roches carbonatées, ou des glacis d’ablation en roches tendres. Avec leurs dimensions réduites et la présence de reliefs d’amont plus importants que des inselbergs, ils peuvent relever de modèles explicatifs plus simples que les aplanissements généralisés, et qui supposent des conditions favorables d’ordrestructural ou morphoclimatique. Parmi les premières, on peut citer la présence de roches tendres dans les régions frontales des chaînes, par exemple dans le coeur de plis chevauchants, ou le fait que l’inscription de piémont d’ablation (Calvet et Lemartinel, 1991) est en principe plus aisée dans les revers de blocs basculés ou de plis de rampe qu’au front des reliefs de faille. Quant aux conditions climatiques favorables à la pédimentation, elles sont généralement de type semi-aride (Dufaure, 1996).

21Les abrupts d’amont sont des escarpements de faille hérités ou des formes structurales dérivées, ou encore des talus cycliques dominant des surfaces planes faiblement inclinées vers la périphérie (fig. 1A, fig. 4). De largeur et de superficie inégales (de 1 à 1 500 km2dans les régions désertiques : Cooke et al., 1993 ; Lageat, 2000), les piémonts englobent à la fois les surfaces rocheuses élaborées au cours du recul de l’abrupt, lui-même associé à l’expansion et à l’intégration des bassins versants des compartiments soulevés (Ellis et al., 1999), et les formations détritiques qui les prolongent vers l’aval (photo 5). Leur développement a lieu de préférence lors de phases tardi- ou post-orogéniques ou de répits de l’orogénèse. Il s’accommode aussi de fluctuations eustatiques et de soulèvements lents, qui favorisent la dénudation en entretenant le volume montagneux de l’amont et en facilitant l’évacuation des débris.

Fig. 4 — Coupes géologiques dans la façade équatoriale du Nordeste brésilien (Ceará, Paraiba, Rio Grande do Norte).
Fig. 4 –  Geological cross-sections of the equatorial margin of the Brazilian “Nordeste” (Ceará, Paraiba, Rio Grande do Norte).

Fig. 4 — Coupes géologiques dans la façade équatoriale du Nordeste brésilien (Ceará, Paraiba, Rio Grande do Norte). Fig. 4 –  Geological cross-sections of the equatorial margin of the Brazilian “Nordeste” (Ceará, Paraiba, Rio Grande do Norte).

Coupes dans une marge passive formée avec l'ouverture transformante de l'Atlantique équatorial à l'Albien et recoupant une zone de rifting intracontinental d'âge Crétacé inférieur. La morphologie des régions intérieures est largement conditionnée par les structures issues des dislocations crétacées et comporte une basse surface à inselbergs (surface « Sertaneja ») incorporant les éléments d'une surface pré-cénomanienne exhumée (à la périphérie de la Chapada do Apodi) ainsi que  de vastes diverticules étendus vers l'intérieur au détriment d'une large zone affectée par un soulèvement flexural dès le Crétacé supérieur. L'érosion différentielle associée au développement de la basse surface a mis en inversion de relief le bassin sédimentaire post-rift (albien-cénomanien) de l'Araripe, au sud, donnant la mesure de la dénudation post-rift maximale (600 m).
Profiles of a passive margin formed after transform opening of the Equatorial Atlantic ocean in Albian times across an early Cretaceous intracontinental rift zone. The onshore morphology is widely controlled by structures inherited from the Cretaceous rift and comprises a low planation surface with inselbergs (“Sertaneja” surface), including elements of an exhumed Pre-Cenomanian surface (periphery of the Chapada do Apodi) and wide embayments cut into a wide flexural zone uplifted since the late Cretaceous. Selective erosion related to the formation of the low surface led to relief inversion of the post-rift (Albian-Cenomanian) Araripe basin, in the south. This sets a maximal value of 600 m on post-rift denudation.

Photo 5 - L'épaule ouest de la mer Rouge au sud-ouest de Hurghada (sud-ouest de l'entrée du golfe de Suez).
Photo 5 – The western rift shoulder of the Red Sea, southwest of Hurghada (SW of the mouth of the Gulf of Suez).

Photo 5 - L'épaule ouest de la mer Rouge au sud-ouest de Hurghada (sud-ouest de l'entrée du golfe de Suez). Photo 5 – The western rift shoulder of the Red Sea, southwest of Hurghada (SW of the mouth of the Gulf of Suez).

Pédiment en cours d'élaboration au pied des montagnes granitiques de l'épaule occidentale du rift de la mer Rouge. L'escarpement de faille, sans doute complexe (faisceau de failles) est disséqué et de type "résiduel" (il a reculé par rapport aux failles, de façon très irrégulière) ; il s'en détache des croupes et inselbergs entre des embayments occupés par des nappes de sable et de graviers répandues par les oueds. Les divagations latérales de ces derniers contribuent à l'attaque et à la réduction des reliefs résiduels (aidée par une forte désagrégation granulaire à la base, au contact avec le pédiment et sa couverture sableuse), participant avec le transit sédimentaire ou la sédimentation (mise en place de ces nappes minces de matériaux en transit) au processus d'aplanissement partiel (cliché J.-P. Peulvast).
Pediment presently being shaped at the foot of the granitic mountains of the western rift shoulder of the Red Sea. The dissected and complex fault scarp (corresponding to a multiple fault cluster) is of “residual” type (i.e. has retreated, in a very irregular way, from the faults). It is preceded by hills and inselbergs between embayments whose floors are covered by sand and gravel sheets deposited by wadis. Lateral channel displacements participate in the erosion of residual hills (prepared by strong granular disintegration in their basal parts, at the contact with the pediment and its sand cover) and contribute, together with the sedimentary transport or deposition (formation of the thin waste sheets), to the planation process (photo J.-P. Peulvast).

22Le versant sud-est des cordillères centrales ibériques illustre le cas des retombées faillées. Il domine un piémont cristallin à inselbergs qui tantôt pénètre en golfes ou embayments à l’intérieur des massifs (Sierra de Guadarrama), tantôt bute contre des escarpements de faille frais (Birot et al., 1979). La basse surface peut être un élément affaissé de la surface sommitale, dépourvue de reliefs résiduels, ou une surface plus récente. Il semble qu’une dégradation de la haute surface amorcée lors d’un soulèvement régional à moyen rayon de courbure n’ait pu se poursuivre, par pédimentation, que sur les blocs ultérieurement affaissés au Pliocène (Vaudour et al., 1979). Les escarpements granitiques auraient bénéficié d’une immunisation en ambiance sèche. L’extension du pédiment de Guadarrama jusque dans le bloc soulevé s’expliquerait par l’altérabilité du substrat granito-gneissique par rapport à des granites plus leucocrates.

23Les retombées flexurales des dômes, des antéclises ou des demi-horsts présentent souvent des aplanissements étagés et des talus décollés du contact avec les bassins sédimentaires voisins (fig. 1A), par exemple à la périphérie des massifs anciens d’Europe occidentale et centrale. La signification des abrupts, talus cycliques ou d’érosion différentielle, y est discutée (Klein, 1990 ; Lagasquie et al., 2001). Ainsi, selon J. Désiré-Marchand et C. Klein (1986), le Limousin est bordé par un talus cyclique indenté, haut de quelques centaines de mètres au plus, entre une haute surface à inselbergs, la surface de la « Montagne », paléogène, ployée lors de la compression pyrénéenne, et une basse surface à inselbergs qui s’y serait substituée en régime cyclique ou acyclique au cours du Mésotertiaire (fig. 5). La basse surface serait un pédiment de largeur kilométrique à décakilométrique passant de plain-pied aux enveloppes sédimentaires et génétiquement lié aux dépôts sidérolithiques, devant un talus résultant de l’aménagement et du recul d’un escarpement de flexure. Son origine cyclique n’exclut pas un contrôle structural, par mise en valeur locale de contacts lithologiques (Flageollet, 1977).

Fig. 5 – Aménagement géomorphologique des bordures flexurées des massifs anciens : le morphotype limousin, coupe interprétative.
Fig. 5 – Erosional shaping of flexural escarpments  in basement uplands (« massifs anciens ») : the Limousin morphotype, an interpretative profile

Fig. 5 – Aménagement géomorphologique des bordures flexurées des massifs anciens : le morphotype limousin, coupe interprétative.Fig. 5 – Erosional shaping of flexural escarpments  in basement uplands (« massifs anciens ») : the Limousin morphotype, an interpretative profile

(d’après C. Klein, 1997). 1 : meulières lattorfiennes (sidérolithique de transport brennou) ; S1 : surface éotertiaire ; S2 : surface mésotertiaire ; f1 : flèche du soulèvement en dôme d'âge éocène moyen et supérieur, attribué aux effets du paroxysme de compression pyrénéenne ; f2 : flèche du soulèvement finitertiaire.
(after C. Klein, 1997). 1 : Lattorfian silcrete (meulière ; Brenne Siderolithic lag gravels) ; S1 : early Tertiary surface ; middle Tertiary surface ; fl : middle and late Eocene updoming related to the effects of the Pyrenean compressional paroxysm ; f2 : late Tertiary uplift.

24Hauts de 1 000 à 2 000 m, les rebords des bourrelets montagneux associés à des marges passives d’âge mésozoïque ou tertiaire s’inscrivent aussi, pour la plupart, dans des retombées flexurées. Ces Grands Escarpements (Ollier, 1985a, 1991) recoupent de hautes surfaces d’aplanissement paléogènes ou des plateaux basaltiques mésozoïques (Afrique australe, Madagascar, Ghat occidental) et dominent des surfaces étagées synchrones de certains éléments du prisme sédimentaire marginal. Situé 60 à 200 km en arrière de la côte, le Grand Escarpement d’Australie orientale est un abrupt d’érosion sinueux, long de 3 000 km, et précédé de reliefs résiduels portant quelques vestiges de la surface sommitale flexurée (Ollier, 1982, 1985b ; Bishop et Goldrick, 2000 ; fig. 6A). Son recul, essentiellement celui de têtes de gorges dans le plateau sommital, a pu accompagner l’emboîtement de pédiments dans le rebord flexuré ou localement faillé du bourrelet marginal au cours d’un soulèvement inauguré vers 80-60 Ma. Le recul se serait effectué au rythme moyen de 1 à 2 km.Ma-1, si le point de départ avait été un escarpement situé sur la côte (Seidl et al., 1996).

Fig. 6 – Grands Escarpements et aplanissements côtiers.
Fig. 6 – Great Escarpements and coastal planation surfaces.

Fig. 6 – Grands Escarpements et aplanissements côtiers. Fig. 6 – Great Escarpements and coastal planation surfaces.

A : évolution accompagnée du développement d'un Grand Escarpement (redessiné d'après C.Ollier, 1991). Ce cas correspondrait à celui des réseaux du Queensland (bourrelet oriental d'Australie) et du Ghat occidental (Inde). a : bombement démantelant un ancien drainage transversal ; b : formation d'un escarpement à partir de la ligne de faille ou de flexure, retrait ; c, d : le retrait détruit l'ancienne ligne de partage des eaux ; e : capture d'une rivière de revers, avec tracé en hameçon et report de la ligne de partage des eaux vers l'intérieur (ligne en tireté) ; f : scénario alternatif où le recul laisse subsister des témoins de l'ancien plateau, avec des vestiges locaux des anciens systèmes de drainage. B : Coupe schématique dans le bourrelet du Ghât occidental (Inde), le long du 18e parallèle N (Widdowson, 1997, redessiné). Noter les bastions culminants de basalte conservés sur la crête de l'antiforme enregistrée par le trapp du Dekkan, grâce à leur position en ligne de partage des eaux et à leur couverture latéritique. à l'ouest, une tranche de roche de 1,5 km a été enlevée en avant du Grand Escarpement, en relation avec le développement de la (pédi)plaine de Konkan.
A : Evolution involving development of a Great Escarpment (redrawn from C. Ollier, 1991). This case is an interpretation of the escarpements of Queensland  (Eastern Australia) and the Western Ghats (India). a : upwarp disrupting of a former transverse drainage system ; b : scarp formation from a fault or flexure zone, erosional retreat ; c, d : scarp retreat destroys the former divide ; e : capture of a back-slope river, with hook pattern and inland offset of the divide (dotted line) ; f : alternative scenario where the retreat preserves remnants of the former plateau, with local elements of the former drainage systems. B : E-W sketch profile through the Western Ghat (India), at 18°N (Widdowson, 1997, redrawn). Culminating basaltic bastions are preserved on the antiformal crest recorded by the Deccan traps, because of their location on the divide and of their lateritic cover. To the west, up to 1.5 km of rock was eroded in front of the Great Escarpment, in relation to the development of the Konkan (pedi)plain.

25En Inde, le Grand Escarpement du Ghat occidental, long de 1 500 km, est de nature similaire, bien que l’abrupt se situe rarement à plus de 60 km de la côte (Ollier et Powar, 1985 ; Widdowson, 1997b ; Gunnell et Fleitout, 1998). Il est aussi vigoureux dans les roches cristallines du bouclier que dans le trapp qui les surmonte au nord (fig. 6B). Les basaltes y enregistrent la même déformation anticlinale et flexurale qu’au sud. Dans les deux secteurs, de basses plates-formes côtières couvertes de cuirasses latéritiques s’étendent au pied d’un abrupt vertigineux. Le contrôle que la lithologie et les structures transversales exercent sur son tracé découpé souligne son origine érosive (Gunnell, 1996).

26L’érosion peut être telle que la topographie actuelle ne reflète que de loin le dispositif tectonique (van der Beek, 1995). Dans plusieurs cas, l’escarpement se cale sur des affleurements résistants (comme les métabasaltes archéens du Western Ghat Belt ou le Table Mountain Sandstone qui arme les abrupts dominant la Vallée aux Mille Collines du Natal, Afrique du Sud : Thomas, 1994) ou sur des dispositifs monoclinaux à pendage marqué. Ce dispositif, plus susceptible de se développer et de reculer s’il coïncide avec la ligne de partage des eaux (Kooi et Beaumont, 1994), peut leur conférer un tracé moins découpé qu’ailleurs (abrupts basaltiques du Drakensberg ou du Ghat occidental). Au contraire, si aucun obstacle structural ne s’interpose, l’escarpement peut disparaître localement (Ghat occidental : Gunnell, 1996).

Des modalités et des rythmes spécifiques de formation  ?

27D’une manière générale, des contextes climatiques favorables et des évolutions comportant des phases alternées de désagrégation et d’ablation contribuent à expliquer le développement rapide de ces aplanissements (Calvet et Lemartinel, 1991), par exemple dans les Basin and Range du sud-ouest semi-aride des Etats-Unis. De ces 150 horsts séparés par des demi-grabens remplis de 2 000 à 3 000 m de sédiments lacustres ou alluviaux, il ne reste souvent que des chaînons étroits, alors que la tectonique est d’âge miocène et que des jeux de faille se poursuivent dans l’ouest de l’Utah et le Nevada. Dans ce cas, des pédiments peu développés sont associés à des cônes de déjection faillés et à des escarpements de failles actifs. Localement, le recul associé à la pédimentation n’est qu’apparent car, par suite d’une rotation du plan de faille devenue défavorable à la poursuite du glissement, le mouvement tectonique s’est transféré sur une faille située en avant de l’escarpement principal devenu résiduel (Ellis et al., 1999).

28Tout en confirmant la rapidité de l’arasement (5-10 Ma : Matmon et al., 2002), les bordures du rift océanisé de la mer Rouge montrent que la part de l’érosion est inséparable de celle des transits et dépôts de débris sur ces piémonts (photo 5). Une étroite banquette (1 à 12 km du côté égyptien, jusqu’à 40 km en Arabie) sépare la mer des hauts reliefs granitiques bordiers et s’étend jusque sur la partie proximale d’une série détritique et carbonatée de marge surmontant les dépôts de carbonates et d’évaporites du rift miocène (Freytet et al., 1990). Localement accidentée de demi-horsts parallèles à la côte, elle est à la fois un piémont construit et un piémont d’ablation qui incorpore des pédiments et glacis étagés tronquant les sédiments miocènes et la bordure des blocs soulevés (Steckler et Omar, 1994). Des cônes alluviaux pléistocènes les prolongent, formant un tablier entre l’escarpement principal et les chaînons côtiers, en arrière d’autres cônes coalescents ceinturés de formations littorales. L’unité fonctionnelle est assurée par des oueds divagants qui participent à l’aplanissement en nettoyant la base des versants et en redistribuant les débris.

29Dans les rifts du Nordeste brésilien, formés au Néocomien (Matos, 1992 ; Magnavita et al., 1994), la fossilisation post-rift au Cénomanien permet de caler le processus dans le temps. L’arasement des horsts intermédiaires s’est produit au cours du rifting, en moins de 18 Ma, ainsi que le développement d’un large pédiment à inselbergs (30 à 60 km) aux dépens de l’épaule sud du rift Potiguar (fig. 4). Cette observation implique l’enlèvement de 500 à 1 000 m de roche, ou plus, par dissection et arasement du rebord de l’épaulement, au rythme moyen de 40 mm.ka-1, et/ou un recul d’escarpement au rythme de 1,5 à 3 km. Ma-1 (Peulvast et Claudino Sales, 2004). Le taux d’érosion verticale est quatre fois supérieur à celui de l’érosion ultérieure dans l’ensemble de la région.

30Dans les bourrelets de marges passives évolués, l’érosion paraît maximale au droit des Grands Escarpements ou légèrement en avant, ainsi que le rebond isostatique correspondant, capable d’entretenir un soulèvement flexural sur de longues durées (Kooi et Beaumont, 1994 ; Tucker et Slingerland, 1994 ; Widdowson, 1997 b). Des tranches de roche de 1,5 à 4 km ont pu être enlevées en avant des Grands Escarpements depuis le début du rifting (van der Beek, 1995). Cependant, compte tenu des incertitudes sur l’histoire des gradients géothermiques, les résultats des méthodes thermochronométriques utilisées doivent être considérés avec prudence, d’autant plus que la préservation locale de laves et de profils d’altération anciens montre que ces taux ne sont pas généralisables, du fait de contrôles lithologiques et tectoniques locaux (Nouvelles Galles du Sud : Bishop et Goldrick, 2000 ; van der Beek et al., 2001).

31Les valeurs trouvées en Namibie pour la période entre la déchirure continentale (130 Ma) et la fin de l’Eocène (36 Ma) (Cockburn et al., 2000) et dans le sud-est de l’Australie pour les 20 à 50 Ma suivant le riftingsont de 45 mm.ka-1 pour l’érosion verticale et/ou 5-10 km.Ma-1 pour le recul du « Grand Escarpement » (Persano et al., 2002). Comme dans le Nordeste brésilien, l’érosion ultérieure a été plus lente (5 à 16 mm.ka-1), de même que le recul des escarpements, restés calés sur des lignes de partage des eaux anciennes (van der Beek et Braun, 1999 ; Bierman et Caffee, 2001). Le Grand Escarpement de Namibie n’aurait reculé que de quelques kilomètres depuis le Crétacé supérieur, au rythme moyen de 10 m.Ma-1 (mais jusqu’à 150 m.Ma-1 dans les dix derniers Ma : Lageat, 2000). Les phases initiales d’érosion et de développement rapide de piémonts d’ablation semblent liées à l’énergie du relief local dû au rifting et à l’établissement de niveaux de base proches, malgré des niveaux marins contemporains élevés. Avec l’ajustement des profils, l’aridification ultérieure du climat a pu contribuer à réduire les rythmes d’érosion, sauf dans des régions plus humides (Blue Ridge, Appalaches, au Cénozoïque : Spotila et al., 2004).

32S’il a lieu, le backwearing se révèle souvent irrégulier ou assimilable à un recul des ruptures de pente (knickpoint) des profils longitudinaux des rivières à travers les reliefs précédant le haut plateau (van der Beek et al., 2001). Des mesures de sinuosité effectuées sur plusieurs Grands Escarpements et l’absence de diminution systématique des âges AFT de la côte vers le pied de ces formes montrent que l’érosion rapide initiale s’est plutôt faite par downwearing et qu’elle n’a été suivie que d’un recul très lent, beaucoup plus modeste que celui des têtes de vallées (Matmon et al., 2002 ; Young et Wray, 2000 ; Cockburn et al., 2000). Des taux de recul aussi faibles sur de longues périodes peuvent ruiner la théorie du backwearing appliquée au développement d’importants aplanissements côtiers par recul d’escarpements de faille initialement formés à la côte, privilégiant celle d’une attaque des aires soulevées par dissection et etchplanation à l’aval d’une ligne de partage des eaux en position interne. La fréquence des calages structuraux des escarpements d’amont (surface Sertaneja du Nordeste brésilien : Peulvast et Claudino Sales, 2004 ; photo 6) incite à retenir plus probablement des combinaisons des deux grands types de processus en proportions variables, de telle sorte que le backwearing ne serait qu’une manifestation du downwearing sous une forme localisée.

Photo 6 – Pédiplanation et blocages structuraux : les massifs granitiques de Mucambo et de Meruoca, vus depuis Ubajara (ouest du Ceará, Nordeste brésilien).
Photo 6 – Pediplanation and structural controls : the granitic hills of Mucambo and Meruoca, as seen from Ubajara (western Ceará, northeastern Brazil).

Photo 6 – Pédiplanation et blocages structuraux : les massifs granitiques de Mucambo et de Meruoca, vus depuis Ubajara (ouest du Ceará, Nordeste brésilien). Photo 6 – Pediplanation and structural controls : the granitic hills of Mucambo and Meruoca, as seen from Ubajara (western Ceará, northeastern Brazil).

La pédiplaine Sertaneja (voir fig. 2), développée en réponse au soulèvement de la marge nord-brésilienne, s'insinue entre deux massifs granitiques tardi-orogéniques (530 Ma). À droite, le massif de Mucambo est en partie arasé, à l'exception de quelques reliefs résiduels, peut-être par suite de l'excavation du toit altéré du batholite. Au fond, vers le nord-est (à gauche) : le massif de Meruoca, dont les rebords sur la pédiplaine coïncident avec les lignes de faille d’une large zone de broyage dans laquelle s'est mise en place l'intrusion. Le massif porte les restes disséqués d'une haute surface dérivant peut-être de la surface de discordance infra-paléozoïque exhumée (cliché J.P. Peulvast).
The Sertaneja pediplain (see fig. 2), a low surface developed as a result of the north Brazilian marginal uplift, forms embayments and corridors between two late-orogenic granitic batholiths (530 Ma). On the right side, the Mucambo massif is partly planated, except for a few residual hills, possibly as a result of the excavation of the weathered roof of the batholith. In the distance, to the northeast (left side) : the Meruoca plateau, whose edges correspond to fault lines of a wide shear zone along which the granite was intruded. On this massif, dissected remnants of a high planation or etch surface are identified, possibly representing the exhumed sub-Palaeozoic unconformity (photo J.P. Peulvast).

Arasements partiels, séquences morphotectoniques et étagements

33Les piémonts d’ablation sont bien développés là où d’autres déformations ont succédé à celles de l’orogenèse. En Languedoc et en Provence, après l’orogénèse pyrénéo-provençale, d’amples surfaces d’aplanissement se sont formées jusqu’au Miocène, ne préservant que de petits reliefs résiduels. Elles ont été partiellement déformées et détruites en Provence par suite d’une reprise de la compression au Miocène (Peulvast et al., 1999 ; Champion et al., 2000). Bien représentés dans la chaîne ibérique (Dufaure, 1996 ; Lemartinel, 1996 ; Gutiérrez-Elorza et Gracia, 1997), ces piémonts conservent, malgré les déformations tardives, aussi bien des surfaces rocheuses nues ou couvertes de matériaux de transit que des accumulations distales de conglomérats puis de matériaux fins. Leur élaboration a commencé avant la fin des charriages, comme en témoigne le style épiglyptique de certains mouvements tardifs, avant le développement de paléotopographies amorties dominées par des reliefs résiduels structuraux. Ce sont des aplanissements partiels du même type qui ont été fossilisés au Viséen dans le Nord-Est des Appalaches alors que des décrochements et des jeux de blocs verticaux avaient succédé à la compression acadienne (Peulvast et al., 1996).

34Dans le Péloponnèse, des plans développés sur des calcaires atteignent la perfection grâce à la corrosion karstique, en particulier dans les grands poljés (Dufaure, 1985). Ceux qui ceinturent les péninsules du Magne et de Messénie se sont formés par pédimentation en contexte d’extension post-orogénique des Hellénides, sous les climats plus ou moins secs de la fin du Miocène ou du début du Pliocène, mais leur situation littorale leur vaut de comporter des retouches et des dépôts marins (fig. 7). Parsemées de reliefs résiduels calcaires, ces rasas (Guilcher, 1974) butent contre des abrupts sans contrôle structural net, découpés par des embayments et formant des escarpements de faille hérités. Les banquettes d’ablation dites plio-villafranchiennes sont plus réduites, de même que celles du Quaternaire, localement surmontées, sur les calcaires, de cônes rocheux. Comme dans les chaînes ibériques, cette période marquée par de nombreuses variations climatiques et eustatiques a surtout vu le démantèlement des piémonts plus anciens, sous l’effet d’une forte néotectonique. Cette évolution polygénique évoque celle des rasas de la retombée atlantique du bourrelet cantabrique (Espagne), également élaborées sous forme de pédiments, en réponse au soulèvement épirogénique survenu depuis le Miocène, avant d’être disséquées avec les baisses eustatiques du Quaternaire (Bertrand et Bertrand, 1982). Les modalités de façonnement sont encore plus complexes dans le cas des strandflats inscrits dans les charnières flexurales des façades montagneuses de marge passive jadis englacées (Guilcher et al., 1986 ; photo 1).

Fig. 7 – Aplanissement du piémont fini-miocène en Messénie (ouest du Péloponnèse, Grèce). Coupe au NW de la Messénie (Dufaure, 1985).
Fig. 7 – End-Miocene piedmont planation surface in Messenia (west of the Peloponnese, Greece).

Fig. 7 – Aplanissement du piémont fini-miocène en Messénie (ouest du Péloponnèse, Grèce). Coupe au NW de la Messénie (Dufaure, 1985). Fig. 7 – End-Miocene piedmont planation surface in Messenia (west of the Peloponnese, Greece).

Inselberg de poudingues calcaires fortement cimentés, pediments mordant les calcaires des monts de Kiparissia. Retouches d'abrasion marine pliocène sur les pélites. 1 : calcaires jaspeux (Trias, base de la nappe d'Olonos) ; 2 : radiolarites (Jurassique) ; 3 : calcaires pélagiques à silex (Crétacé inférieur) ; 4 : calcaires en plaquettes d'Olonos (Crétacé supérieur) ; 5 : flysch pélitique de Gavrovo (Priabonien-Oligocène) ; 6 : poudingues à éléments de la nappe d'Olonos ; 7 : Pliocène marin.
Profile in the NW of Messenia (Dufaure, 1985). Inselberg of strongly cemented limestone conglomerates, pediments bevelling the Kiparissia Mountains limestones. Minor marine wave-cutting on pelites. 1 : jasper-bearing limestones (Trias, basis of the Olonos nappe) ; radiolarites (Jurassic) ; 3 : pelagic flint limestones (Lower Cretaceous) ; 4 : Olonos platy limestones (Upper Cretaceous) ; 5 : Gavrovo pelitic flysch (Priabonian-Oligocene) ; 6 : conglomerates with elements from the Olonos nappe ; 7 : marine Pliocene sediments.

35Si l’évolution des piémonts d’ablation et d’épandage se poursuit, dans un contexte de mouvements décroissants, l’énergie du système devient faible, laissant la place à l’altération poussée et au transit de produits en solution, typique des piémonts géochimiques de M. Calvet et B. Lemartinel (1991). Le Piedmont appalachien, formé depuis l’ouverture atlantique au Jurassique moyen, en est un exemple. Ce plateau ondulé à reliefs résiduels, situé vers 250 m d’altitude à l’est de la Blue Ridge, tronque les roches cristallines de l’orogène alleghanien et des bassins nés du rifting anté-ouverture (Battiau-Queney, 1990). Sa surface se serait abaissée parallèlement à elle-même et ses altérites se seraient renouvelées au cours du jeu d’une ample flexure reliant la montagne à la Plaine côtière et à la plate-forme continentale, dans des conditions modulées par les variations eustatiques, mais l’ampleur du jeu de la flexure et l’épaisseur érodée, entre quelques centaines de mètres et 2 000 ou 3 000 m, sont incertaines (Pavich, 1985, 1989 ; Pazzaglia et Brandon, 1996). Il en est de même pour l’existence de la flexure et l’origine de l’escarpement de 300 à 800 m de hauteur qui domine cette surface : soulèvement le long de structures profondes reprenant d’anciens collages (Battiau-Queney, 1989), ou recul rapide après rifting, suggéré par le fait que le piémont conserve localement des dépôts crétacés et paléogènes (Pazzaglia et Gardner, 2000), et poursuivi au Cénozoïque sans rajeunissement tectonique (Spotila et al., 2004).

36Même si la surface du Piedmont continue d’être aménagée dans les conditions de l’équilibre mobile de J. T. Hack, sa dissection et celle de bien d’autres piémonts témoignent d’une rupture, liée à des variations du niveau de base souvent accompagnées de changements climatiques. De telles reprises d’érosion peuvent préluder au déclenchement de nouveaux cycles, au sens davisien, expliquant ainsi les étagements de surfaces des régions soumises à des soulèvements épirogéniques prolongés (King, 1957). Cependant, les dispositifs d’escaliers de piémont (Piemonttreppen : Penck, 1924), peuvent s’inscrire dans d’autres contextes incluant l’acyclisme (Klein, 1997a ; fig. 1A et 5), avec des significations chronologiques complexes, liées par exemple à l’exhumation de paléosurfaces de piémont (Gaspésie, Nordeste brésilien : Peulvast et al., 1996 ; Peulvast et Claudino Sales, 2004 ; fig. 4). De tels dispositifs, conservant des escarpements et des reliefs résiduels parfois puissants, montrent que l’aplanissement partiel ne conduit pas forcément à l’aplanissement généralisé. Des processus et des durées d’un autre ordre, sinon d’autres échelles, sont nécessaires.

L’érosion suffit-elle à effacer les chaînes de montagnes ?

Les principes : orogenèse, épirogenèse et érosion

37Dans le cas où l’aplanissement affecte un volume montagneux important, il convient de le situer dans le contexte des bilans érosion/soulèvement gouvernant son apparition et son évolution. Le soulèvement de surface implique une vitesse d’érosion initialement inférieure à celle du soulèvement crustal (Ahnert, 1970 ; Ohmori, 2001). En principe plus rapide à la périphérie de l’aire soulevée, la dissection progresse vers l’intérieur par érosion régressive, autorisant d’abord un gain d’altitude de la zone faîtière. Celle-ci est vite attaquée à son tour par l’érosion, de sorte qu’un équilibre s’établit entre soulèvement et érosion, au bout d’une durée qui ne peut être inférieure à 1 Ma (Burbank et Pinter, 1999). Ce régime stationnaire dure aussi longtemps que le soulèvement crustal, en partie dû à la réaction isostatique à la décharge érosive, reste constant et que les conditions de l’érosion ne changent pas significativement.

38Bien qu’en général, il ne soit qu’approché de façon asymptotique (Willett et Brandon, 2002 ; Hooke, 2003), le régime stationnaire peut être atteint dans les orogènes actifs au bout d’un temps qui dépend largement de la vitesse de soulèvement (Ohmori, 2001) et dont dépend l’altitude atteinte. Tout ralentissement ou arrêt dans l’orogenèse peut provoquer un déséquilibre temporaire en faveur de l’érosion, responsable des phases d’abaissement du relief et d’aplanissement plus ou moins poussé qui ponctuent l’évolution de certaines chaînes. À l’échelle des continents, les taux moyens de soulèvement crustal et d’érosion sont assez voisins, ce qui reflète l’équilibre atteint dans différents domaines, orogènes actifs et régions de plates-formes. Les 10-15 à 100 mm.ka-1 de soulèvement crustal sont à comparer à des taux moyens d’érosion de 43 mm.ka-1 pour l’actuel, et de 11 mm.ka-1 sur 100 à 200 Ma. Ce sont des déséquilibres momentanés entre ces taux qui entraînent des soulèvements nets de la surface, dans les plates-formes comme dans les montagnes. En fin d’orogenèse, un déséquilibre au profit de l’érosion pourrait entraîner l’effet inverse.

39À partir de l’étude des Alpes japonaises, H. Ohmori (2001) propose une version modernisée du modèle davisien où le stade de jeunesse (incision) ne caractérise que les phases initiales du soulèvement, tandis que la maturité apparaît avec le gain d’altitude et un maximum d’incision accompagné de taux maxima d’érosion. La pleine maturité correspondrait au maximum d’altitude et de vigueur du relief local atteint en régime stationnaire. Le stade de vieillesse, caractérisé par la diminution des altitudes et des dénivelées moyennes sous l’effet de l’érosion, et par celle de la fourniture de sédiments, s’instaurerait avec le ralentissement ou l’arrêt du soulèvement, l’abaissement étant plus rapide dans les parties élevées que dans les zones périphériques. Il aboutirait finalement à une égalisation des altitudes (pénéplanation) où la diminution des pentes aurait joué un plus grand rôle que leur recul. En 10 Ma, l’altitude moyenne pourrait être ramenée à 100 m au-dessus du niveau de la mer, en excluant les effets de la réponse isostatique à l’érosion, qui tendraient à allonger le délai. Des simulations de l’évolution des processus de l’érosion fluviatile en fin d’orogenèse, prenant en compte le rebond isostatique, indiquent un ralentissement de l’érosion tel qu’en réalité, des reliefs atténués pourraient subsister pendant des centaines de millions d’années (Baldwin et Whipple, 2003).

Extension, alourdissement, affaiblissement crustaux et érosion

40L’érosion poussée et l’effacement des orogènes paraissent inconcevables sans une réduction des volumes montagneux,par la tectonique, d’autant plus qu’on ne retrouve pas autour des édifices anciens les quantités de débris correspondant à leur érosion complète (Malavieille et Séranne, 1996 ; Jolivet et Nataf, 1998). C’est ce que suggèrent les conditions de genèse de la surface post-hercynienne en Europe moyenne au Permien et au Trias (50 Ma), aux dépens d’une chaîne qui a pu ressembler à l’orogène Himalaya-Tibet (Ménard et Molnar, 1988).

41La fin de l’orogenèse a été caractérisée par une extension parallèle à la chaîne lors des derniers stades compressifs, puis par une extension perpendiculaire à l’axe, de l’ordre de 50 %, au Stéphanien et au Permien, due à l’effondrement gravitaire du domaine initialement épaissi (Meissner, 2000). Les dislocations, les mouvements verticaux et le morcellement des massifs s’accompagnent de l’effondrement de fossés alignés sur les grands décrochements ou les directions hercyniennes. Leur remplissage rapide traduit une érosion puissante, déjà active depuis le Dinantien (Klein, 1975). L’évolution est ensuite caractérisée par le dépôt de grands volumes de débris dans des cuvettes subsidentes restées peu marquées (Simon-Coinçon, 1987 ; fig. 8). L’ablation et la pédimentation ont été favorisées par les climats rubéfiants du Permien, puis par une profonde altération dans les conditions chaudes du Trias. Depuis le Saxonien, de vastes parties du Massif armoricain, du Massif central et du futur Bassin parisien présentaient un paysage évoluant comme celui des Basin and Range (Klein, 1975). Cette surface d’équilibre mobile et composite comportait des pédiments et des formes de remblaiement, les piémonts subhercyniens, passant à des playas. Elle restait dominée par des reliefs résiduels de quartzite et des blocs faillés attaqués au cours de leur soulèvement. Dans le Rouergue, des horsts et demi-horsts soulevés à des rythmes décroissants portent les restes de surfaces disposées en facettes. Celles-ci se sont entretenues par regradation avant d’être finalement ennoyées et perfectionnées par abrasion marine lors des transgressions mésozoïques (Simon-Coinçon, 1987, 1999).

Fig. 8 – Amenuisement des reliefs et aplanissement dans le cadre d'une évolution tardi-orogénique : cas de la chaîne hercynienne.
Fig. 8 – Mountain wearing and planation in the context of a Late Orogenic evolution : the Variscan range.

Fig. 8 – Amenuisement des reliefs et aplanissement dans le cadre d'une évolution tardi-orogénique : cas de la chaîne hercynienne. Fig. 8 – Mountain wearing and planation in the context of a Late Orogenic evolution : the Variscan range.

A : coupe montrant les demi-grabens permiens sous le Bassin parisien (redessiné d'après J. Debelmas et G. Mascle, 1991). B : de la surface fini-permienne (SFP) à la surface fini-triasique (SFT) dans la chaîne hercynienne d'Europe (d'après C.Klein, 1997a, redessiné). 1 : socle anté-carbonifère ;  2 : Carbonifère ; 3 : Permien ; 4 : Trias ; f1, f2 : failles permiennes nivelées par la SFP ; R : relief résiduel associé à la SFP ; r : relief résiduel associé à la SFT ; a1 : angle de recoupement de la SFP et de la SFT. Nature de la surface fini-triasique : à l'W du point O : pédiplaine (surface hercynienne proprement dite) ; à l'est du point O : forme construite, surface d'aggradation correspondant au sommet des formations triasiques corrélatives de la pédiplanation. C : modèle d'extension crustale et d'évolution morphostructurale tardi-orogénique des parties centrales de l'orogène varisque. D'après J. Malavieille et M. Séranne (1996), redessiné. Ft : forces tectoniques aux limites ; Fg : forces gravitationnelles internes ; + : granites. A : Fg<Ft, phase compressive (charriages, épaississement crustal) ; B : Fg=Ft, régime stationnaire (prédominance du soulèvement et des processus d'érosion) ; C : Fg>Ft, effondrement tardi-hercynien de la croûte épaissie (tectonique extensive, formation de bassins, mise en place de granites tardi-orogéniques). D : réduction du relief d'un bloc faillé selon W.M. Davis (in C. Klein, 1997a, redessiné).
A. Sketch profile showing Permian half-grabens below the Paris basin (redrawn from J. Debelmas and G. Mascle, 1991). B. From the end-Permian surface (SFP) to the end-Triassic surface in the Variscan range of Europe (after C. Klein, 1997a, redrawn). 1 : pre-Carboniferous basement ; 2 : Carboniferous ; 3 : Permian ; 4 : Trias ; f1, f2 : Permian faults bevelled by the SFP ; R : residual relief related to the SFP ; r : residual relief related to the SFT ; al : angle between the SFP and SFT. Nature of the end-Triassic surface : west of point O : pediplain (Variscan surface) ; east of point O : aggradational surface (top of Triassic deposits correlative of the pediplanation). C. Model of crustal extension and of late-orogenic morphostructural evolution of the central parts of the Variscan orogen. From J. Malavieille and M. Séranne (1996), redrawn. Ft : tectonic forces at the limits ; Fg : internal gravitational forces ; + : granites. A : Fg<Ft, compressive phase (thrusts, crustal thickening) ; B : Fg=Ft, steady-state regime (predominance of uplift and erosion processes) ; C : Fg>Ft, Late-Variscan collapse of the thickened crust (extensional tectonics, basin formation, intrusion of late-orogenic granites). D. Erosion of a faulted block according to W.M. Davis (from C. Klein, 1997a, redrawn).

42Dans les Appalaches du NE, des topographies infracarbonifères ont été fossilisées sous les conglomérats viséens du Bassin de la Madeleine et de Terre Neuve (Peulvast et al., 1996 ; Hendricks et al., 1993) à la fin de l’orogénèse acadienne. En Gaspésie, ces piémonts dominés par des escarpements de failles et des reliefs résiduels calcaires ou quartzitiques se sont formés par pédimentation en contexte de tectonique décrochante et distensive. Ce sont des reliefs très amoindris qui ont finalement été fossilisés ou ramenés au niveau des remplissages des bassins. Les taux d’érosion de cette phase tardi-orogénique d’effondrement extensif (Valentino et Gates, 2001) sont élevés. Une étude de la réflectance de la vitrinite dans les anthracites des Appalaches centrales indique la présence passée de 9-10 km de roches sur les couches du Pennsylvanien moyen actuellement affleurantes (Levine, 1986). Sur ce total, 6 km avaient déjà disparu 28 Ma après la fin des charriages, au taux moyen de 200 mm.ka-1 (Slingerland et Furlong, 1989).

43L’extension et l’amincissement crustal fini-orogénique, liés au rééquilibrage gravitaire, à un passage rapide de la convergence à la divergence de plaques ou aux contraintes induites par la proximité d’autres orogènes (Dewey, 1988 ; Fossen et Rykkelid, 1992 ; Rey et al., 1997), peuvent faciliter l’aplanissement final et conditionner l’affleurement des niveaux métamorphiques et intrusifs qui constitueront le bâti affleurant du socle ainsi formé (fig. 8). Une partie des intrusions et des dômes migmatitiques des domaines de collision se met en place pendant cette phase de décompression favorable à la fusion partielle de matériel crustal profond et à l’ascension de diapirs (Teyssier et Whitney, 2002). La sensibilité de leurs roches à certaines formes de désagrégation peut aussi contribuer à l’extension des aplanissements.

44S’il se produit, l’amincissement crustal est accompagné ou suivi d’un affaissement marqué dans les zones les plus étirées (Bassin parisien à partir du Trias ; Bassin du Parnaiba, Nordeste brésilien, à partir du Silurien). Il est à l’origine de l’atrophie des racines sialiques considérée par C. Klein (1975) comme le facteur décisif du régime épirogénique modéré du domaine hercynien. Renforcé par la détumescence thermique finale de la zone amincie (Ménard et Molnar, 1988), cet affaissement autorise les transgressions marines qui viennent perfectionner les aplanissements et les intégrer dans de vastes surfaces avant de provoquer éventuellement leur enfouissement (fig. 8).

45L’arc égéen, zone d’épaississement crustal liée à d’anciennes collisions alpines, offre un exemple actuel du processus. Un allongement horizontal, radial par rapport à l’arc se produit depuis le Miocène, accompagné d’un amincissement le long de zones de détachement à déformation ductile (Gautier et al., 1993). L’amincissement s’accompagne de la mise en place de dômes migmatitiques et de dislocations superficielles le long de failles normales. Au morcellement du relief répond le développement rapide de multiples aplanissements partiels (Dufaure, 1985), surtout dans des roches cristallines très tectonisées. Cette tendance, déjà marquée au cours du décoiffement tectonique des intrusions granitiques miocènes des Cyclades (Hejl et al., 2002), y est cependant contrariée par les dislocations, inactives depuis la fin du Miocène mais propices à une forte influence des oscillations d’un niveau de base marin partout proche.

46Le désépaississement crustal peut être très lent dans certains orogènes, où la persistance de racines crustales pendant 200 à 300 Ma est cependant compensée par un alourdissement qui n’autorise qu’un faible soulèvement (Fischer, 2002). Pour cette raison, et grâce au ralentissement de l’érosion induit par la réduction du relief, certains orogènes anciens ont pu échapper à l’aplanissement complet (Oural, chaîne de Lachlan, dans le sud de l’Australie : Baldwin et Whipple, 2003).

47Un alourdissement tardi-orogénique de la croûte inférieure par éclogitisation pourrait aussi instaurer un équilibre isostatique favorable à l’aplanissement avant un éventuel regain de soulèvement lié à l’enfoncement spontané de cette quille lourde dans le manteau, par délamination. Ce mécanisme est proposé pour expliquer l’aplanissement éocène, post-laramien, de la Sierra Nevada de Californie, avant son soulèvement plio-quaternaire (Wakabayashi et Sawyer, 2001). De même, l’éclogitisation de la croûte profonde ibérique subduite sous la bordure eurasiatique pourrait rendre compte de la surcompensation isostatique des Pyrénées, avec une épaisseur crustale de 50 à 60 km pour une altitude moyenne anormalement faible (Vacher et Souriau, 2001). Comme dans la Sierra Nevada de Californie, les rythmes de formation et de résorption de ces slabs lourds pourraient justifier les saccades qui caractérisent l’histoire polycyclique complexe de certaines chaînes (cf. Peulvast et Vanney, 2002).

48Favorisée par l’apport d’eau en provenance du manteau de la plaque inférieure au cours de l’orogenèse, l’éclogitisation des racines des orogènes peut en compromettre le support, puisqu’elle s’accompagne d’une perte de résistance mécanique par rapport à celle des granulites (anhydres) qui forment la croûte inférieure des cratons. Proposé pour expliquer les changements de caractéristiques mécaniques de la croûte indienne passant sous le Tibet, au-delà d’une limite située au nord de la suture de l’Indus, ce mécanisme rapide ôterait tout support mécanique à la chaîne, à tel point qu’il semble que le support des hautes montagnes et de leurs racines suppose son inhibition (Jackson et al., 2004). Une fois enclenché, il peut favoriser ou renforcer les processus tectoniques et érosifs précédemment décrits.

Discussion : un aboutissement inéluctable de la morphogenèse continentale ?

Aplanissements primordiaux, aplanissements de substitution, préservation ou entretien

49Les Calédonides scandinaves étaient déjà en grande partie arasées au Carbonifère (Sturt et al., 1979), les Appalaches et la chaîne hercynienne l’étaient au Trias, 30 à 50 Ma après les dernières grandes phases orogéniques (Slingerland et Furlong, 1989 ; Klein, 1975 ; Simon-Coinçon, 1987). Les aplanissements primordiaux ainsi formés, au cours du passage de l’interplaque à l’intraplaque, l’ont été dans des conditions plus complexes que celles d’un cycle d’érosion. Ils ont pu par la suite être enfouis, entretenus ou détruits, en fonction de l’évolution tectonique propre des domaines intraplaques consolidés (régimes cratoniques des intérieurs de continents ou de supercontinents, rifting, etc. : Sengör, 1999).

50Dans les zones de soulèvement, bourrelets marginaux, massifs anciens, bassins sédimentaires en inversion tectonique, d’autres aplanissements peuvent s’y substituer, formant des systèmes étagés polycycliques (fig. 1). Les aplanissements inférieurs témoignent d’une érosion plus limitée et sélective, en raison de la rupture des régimes cratoniques, parfois accompagnée de changements climatiques (Ecosse : Godard, 1965 ; Scandes : Peulvast, 1985 ; Bonow, 2004). Les étagements sont donc associés à des contrôles structuraux, car toute évolution cyclique n’a d’expression morphologique que si le potentiel lithologique est assez contrasté pour les préserver (Lagasquie et al., 2001). La mise en relief de vestiges d’une haute surface peut d’ailleurs être renforcée par une relative immunisation du plateau et de ses abrupts bordiers au cours du développement des étages inférieurs, du fait d’un abaissement probable des nappes phréatiques et d’une moindre activité de l’altération de subsurface (Twidale, 2002). Pouvant s’accompagner de la réduction de superficie des bassins versants des hauts plateaux (Twidale, 2000b), elle amplifie les effets de ces contrôles.

51Le maintien prolongé de ces surfaces dans les paysages peut correspondre à une insensibilité ou inertie permettant leur conservation sous forme d’héritages, grâce à une résistance d’ordre lithologique ou morphologique. Des substrats homogènes tels que de grandes intrusions granitiques (Godard, 1965), une auto-protection liée à de grandes dimensions, à la faiblesse des pentes hors des zones de dissection, ou à la présence de formations superficielles indurées (Twidale, 1985b ; Brunsden, 1993 ; Godard et al., 2001) y sont favorables. Elles peuvent aussi perdurer grâce à l’instauration de conditions n’autorisant qu’une dégradation lente, en régime cratonique. Sur la façade nord du Nordeste brésilien, les héritages les plus anciens remontent aux phases rift et post-rift du Crétacé. Leur présence aux deux principaux niveaux topographiques de la région (photo 6) s’explique aussi bien par la résistance de leur substrat (chapadas gréseuses ou calcaires, massifs granitiques) que par un soulèvement modéré, en particulier dans les régions côtières. Ayant permis la préservation de paléopiémonts crétacés jusqu’à leur exhumation récente, ces conditions ralentissent la dissection et les reculs d’escarpements, grâce à des phénomènes de résistance morphologique, le faible soulèvement des surfaces planes empêchant le développement de systèmes de pentes fortes favorables à une érosion vigoureuse.

52Dans les régions d’épirogenèse dépourvues de relief notable, comme les pénéplaines primaires (Primärrumpf : Penck, 1924), un régime stationnaire peut s’instaurer près d’un niveau de base faiblement oscillant. Il correspond aux évolutions acycliques de C. Klein (1959, 1975, 1993, 1997a, b ; fig. 5, fig. 8C). Grâce à une regradation ou etchplanation qui n’a jamais à enlever des tranches de roches épaisses, la topographie peut rester semblable à elle-même tant que les conditions de la morphogénèse restent constantes ou fluctuent dans des limites compatibles avec l’équilibre mobile (Hack, 1960, 1975). Selon des données recueillies au Japon, la vitesse de soulèvement d’un relief de 100 m d’altitude ne devrait pas dépasser 7,8 mm.ka-1 pour être équilibrée par celle de l’érosion (Ohmori, 2001). Ce régime s’établit au-dessous d’un seuil cinétique très bas ou dans des substrats peu résistants (Hooke, 2003). Entre ce seuil et celui au-dessus duquel fonctionne le régime stationnaire des grands orogènes, se trouve le vaste domaine des formes où érosion et mouvements verticaux ne parviennent pas à s’équilibrer, interdisant la genèse d’aplanissements généralisés. Toute rupture de l’équilibre mobile des régions planes, équivalant aux variations rapides de « l’indice d’ablation potentielle » de C. Klein (1993), produit un changement d’altitude et les ramène dans le domaine intermédaire de la reprise d’érosion.

53Le régime d’équilibre dynamique suggéré par J.T. Hack (1975) pour l’évolution post-rift des Appalaches s’apparente à un régime stationnaire, bien que des preuves de soulèvement différentiel et de conservation d’héritages (Pazzaglia et Gardner, 2000) montrent qu’il n’est pas généralisé. D’ailleurs, l’existence de régimes stationnaires dans les domaines intraplaques consolidés ne va pas de soi, puisque la prédominance de pentes faibles devrait rendre insensibles la plupart des paysages. On rencontre en effet de vastes aplanissements anciens au cœur de plusieurs continents, souvent découplés des variations du niveau de base par l’interposition de bourrelets marginaux et donc peu sensibles aux reprises d’incision (Widdowson, 1997b). Cependant, le renouvellement des altérites et des surfaces s’y poursuit, multipliant les arguments qui ont permis la mise au point des théories sur les processus d’etchplanation et de pédiplanation.

54Au total, l’aplanissement, favorisé dans les orogènes par la propension de la croûte continentale épaissie à s’étaler (Jolivet et Nataf, 1998) et/ou par l’alourdissement des racines crustales, semble représenter une tendance habituelle de l’évolution des continents. La tendance à l’aplanissement parvient souvent à s’imposer au cours même de mouvements épirogéniques et en fin d’orogénèse. Elle peut s’auto-entretenir ou se maintenir ensuite sur de longues périodes, même en cas de maintien de racines crustales, au prix de leur alourdissement (Fischer, 2002) car l’existence d’une topographie déjà plane favorise les processus aréolaires au détriment des autres (Twidale, 1983, 1985a).

55Ses marques peuvent perdurer, en particulier dans les domaines évoluant de façon prolongée en conditions peu agressives (climats arides ou semi-arides, surfaces couvertes par des glaciers à base froide). Certains paléopaysages sont restés quasi-intacts depuis de longues périodes grâce à un découplage par rapport aux régions voisines et au niveau de base. L‘Australie, relativement stable depuis 250 Ma au moins, ou soumise depuis le Crétacé inférieur à des oscillations verticales de quelques centaines de mètres d’amplitude, est ainsi l’un des continents les plus riches en paléopaysages, en particulier de type etch surface, d’âge crétacé-tertiaire, triasique ou plus ancien (Ollier, 1991 ; Twidale, 1997, 2000a).

Remise en cause des aplanissements et cycles géodynamiques

56Beaucoup de surfaces d’aplanissement sont imparfaites, déformées et en voie de destruction. Le relief de larges parties des continents reste accidenté, ce qui traduit leur déformabilité et de perpétuelles remises en cause des équilibres dynamiques entre mouvements verticaux et érosion. La signification de l’aplanissement doit donc être nuancée : plutôt qu’un terme définitif de l’évolution du relief, il constitue une tendance temporairement prédominante (parfois sur des centaines de millions d’années) dans une région donnée, entre des secteurs qui y échappent pour des raisons lithologiques ou autres, et d’autres où l’activité géodynamique interdit sa perpétuation ou son instauration.

57Malgré l’inertie des formes correspondantes, liée à leur géométrie, et à l’exception de noyaux cratoniques très stables où des processus très anciens de fusion ont favorisé la formation de granulites anorthositiques anhydres dans la crôute profonde, la rendant résistante, légère et pratiquement indestructible (Jackson et al., 2004), cette tendance est toujours susceptible d’être renversée, au gré des réaménagements des continents. Se traduisant par des processus d’affrontement, d’accrétion et d’agglutination, de consolidation et de dislocation, au cours de cycles dits de Wilson (Murphy et Nance, 1991 ; Windley, 1995 ; Sengör, 1999), ils sont accompagnés de mouvements verticaux plus ou moins localisés et importants. Les rythmes caractéristiques, sur plusieurs centaines de millions d’années, impliquent aussi des changements environnementaux majeurs. C’est à cette échelle simplificatrice que la notion de cycle, un cycle géodynamique où interviennent aussi de vastes transferts de matière horizontaux et verticaux aux niveaux crustaux et mantelliques paraît la plus appropriée, plus que celle d’un cycle d’érosion, pour décrire l’évolution de la surface des continents. Les tendances régionales et de plus courte durée s’inscrivent dans des évolutions trop diversifiées et complexes, trop marquées par des contrôles structuraux, pour que des cycles, au sens de séquences répétitives et généralisables, ponctuées de remises à zéro du compteur de l’évolution morphologique, y soient identifiés.

Conclusion

58Les progrès récents des connaissances sur les processus d’aplanissement et leur place dans l’évolution des terres émergées comportent la reconnaissance de conditions tectoniques favorables, principalement la participation d’un abaissement et d’un morcellement des volumes de relief montagneux, associés à l’effondrement gravitaire tardi-orogénique, à l’alourdissement des racines crustales ou encore au rifting diffus. Ils concernent aussi l’évaluation des durées et des taux d’érosion impliqués. Parmi les mécanismes de l’arasement, de nombreuses études privilégient les processus de pédimentation et de pédiplanation, sous des conditions climatiques de type tropical ou semi-aride, mais d’autres phénomènes zonaux ou azonaux comme l’abrasion marine sont impliqués dans l’élaboration de certains aplanissements partiels et dans le perfectionnement d’aplanissements étendus. Dans tous les cas, les durées en cause, de l’ordre de 106 à 107 Ma, suggèrent que des alternances climatiques ont pu favoriser l’aplanissement, mais la place exacte de processus concurrents et/ou alternés comme ceux de crypto-altération (etching) et d’ablation (stripping), invoqués dans le concept d’etchplanation, reste discutée. Leur participation à la regradation impliquée dans les évolutions acycliques des domaines de plates-formes est avérée, en relation avec des oscillations modérées du niveau de base. Plus encore que le backwearing impliqué dans la pédimentation, l’abaissement des surfaces parallèlement à elles-mêmes intervient dans l’aplanissement, en particulier en relation avec les régimes stationnaires. Il préside au perfectionnement ou à l’entretien des surfaces déjà réalisées ou esquissées en régime cyclique lors des phases tectoniques ou vers leur fin.

59La tendance à l’aplanissement peut être remise en cause par des changements de régime tectonique, associés ou non à des variations climatiques et eustatiques, ce qui fait de ces surfaces des formes transitoires dont des témoins diversement évolués persistent dans les reliefs. En dépit de difficultés de datation et d’interprétation, la grande ampleur de certains de ces héritages, leur fréquent arrangement en dispositifs étagés aux contrôles structuraux spécifiques, voire leur association avec des formations superficielles révélatrices des conditions paléo-environnementales de leur naissance ou de leur évolution ultérieure, en font des témoins essentiels de l’histoire des continents.

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Bibliographie

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Ahnert F. (1970) – Functional relationships between denudation, relief and uplift in large mid-latitude drainage basins. American Journal of Science, 268, 243-263.

Baldwin J. A., Whipple K. X., Tucker, G. E. (2003) – Implications of the shear stress river incision model for the timescale of postorogenic decay of topography. Journal of Geophysical Research, 108, doi : 10 :1029/2001JB000550.

Battiau-Queney Y. (1989) – Constraints from deep crustal structure on long-term landform development of the British Isles and eastern United States. Geomorphology, 2, 53-70.

Battiau-Queney Y. (1990) —Le piémont appalachien des états-Unis : quelques aspects de son évolution morphologique depuis l’ouverture de l’Atlantique. 3e Forum Nat. Géomorphologie, Aix-en-Provence, Méditerranée, hors-série, 10-11.

Battiau-Queney Y. (1999) – Crustal anisotropy and differential uplift : their role in long-term landform development. In Smith B.J., Whalley W.B., Warke P.A. (eds), Uplift, erosion and stability : perpectives on long-term landscape development. Geological Society, London, Special Pulications, 162, 65-74.

Baulig H. (1952) – Surfaces d’aplanissement. Annales de Géographie, LXI, 161-183 et 245-262.

Bertrand C., Bertrand G. (1984) – Des « rañas » aux « rasas » : remarques sur le système montagne-piémont de la Cordillère Cantabrique centrale (Espagne du nord-ouest). In Montagne et piémonts, hommage à F. Taillefer, Revue Géographique des Pyrénées et du Sud-Ouest, Travaux I, Toulouse, 247-260.

Bierman P. R., Caffee M. (2001) – Slow rates of rock surface erosion and sediment production across the Namib desert and escarpment, southern Africa. American Journal of Science, 301, 326-358.

Birot P., Daveau S., Ferreira A. de Brum, Godard A., Grelou-Orsini C., Ribeiro O. (1979) – Compte rendu d’une excursion de géomorphologie dans le Portugal central (mai 1976). Méditerranée, 3, 59-70.

Bishop P., Goldrick G. (2000) – Geomorphological evolution of the east Australian continental margin. In Summerfield M. A. (Ed), Geomorphology and global tectonics. J. Wiley and Sons, Chichester, 225-253.

Bonow J. M. (2004) – Palaeosurfaces and palaeovalleys on North Atlantic previously glaciated passive margins. Thèse, Stockholms Universitetet, 30.

Bourne J. A., Twidale C. R. (2000) – Stepped landscapes and their significance for general theories of landscape development. South African Journal of Geology, 103, 105-119.

Bremer H. (1993) – Etchplanation, review and comments of Büdel’s model. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. Bd. 92, 189-200.

Brunsden D. (1993) – The persistance of landforms. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. Bd. 93, 13-28.

Büdel J. (1957) – Die “doppelten Einebnungsflächen” in den feuchten Tropen. Zeitschrift für Geomorphologie, 201-228.

Burbank D. W., Pinter N. (1999) – Landscape evolution : the interactions of tectonics and surface processes. Basin Research, 11, 1-6.

Calvet M., Lemartinel B. (1991) – Essai de typologie de quelques piémonts de Méditerranée occidentale. Annales de Géographie, 558, 129-151.

Champion C., Choukroune P., Clauzon G. (2000) – La déformation post-miocène en Provence occidentale. Geodinamica Acta, 13, 67-85.

Choukroune P. (1995) – Déformations et déplacements dans la croûte terrestre. Masson, Paris, 226 p.

Cockburn H. A. P., Summerfield M. A., Seidl M. A. (1999) – Quantifying denudation rates on inselbergs in the central Namib Desert using in situ-produced cosmogenic 10Be and 26Al. Geology, 27, 399-402.

Cockburn H. A. P., Brown R. W., Summerfield M. A., Seidl M. A. (2000) – Quantifying passive margin denudation and landscape development using a combined fission track thermochronology and cosmogenic isotope analysis approach. Earth and Planetary Science Letters, 179, 429-435.

Cooke R., Warren A., Goudie A. (1993) – Desert geomorphology. UCL Press, London, 526 p.

Coque-Delhuille B. (1987) – Le massif du Sud-Ouest anglais et sa bordure sédimentaire : étude géomorphologique. Thèse état, Université Paris I, 2 t., EDITEC, Caen, 1040 p.

Costa C. H., Giaccardi A. D., González Díaz E. F. (1999) – Palaeolandsurfaces and neotectonic analysis in the southern Sierras Pampeanas, Argentina. In Smith B. J., Whalley W. B., Warke P. A. (Eds) Uplift, erosion and stability : perspectives on long-term landscape development. Geological Society, London, Special Pulications, 162,229-238.

Davis W. M. (1899) – The geographical cycle. Geograpical Journal, 14, 481-504.

Debelmas J., Mascle G. (1991) – Les grandes structures géologiques. Masson, Paris, 299 p.

Désiré-Marchand J., Klein C. (1986) – Le relief du Limousin. Les avatars d’un géomorphotype. Norois, 33, 23-49.

Dewey J. F. (1988) – Extensional collapse of orogens. Tectonics, 7, 1123-1139.

Doré A. G. (1992) – The Base Tertiary surface of southern Norway and the northern North Sea. Norsk Geologisk Tidsskrrift, 72, 259-266.

Dufaure J. J. (1985) – Plans, pédiments et cônes rocheux calcaires du Péloponnèse (Grèce). In : Cônes rocheux, Mémoires et Documents du CNRS, Paris, 73-99.

Dufaure J. J. (1988) – Géomorphologie structurale et mise en évidence des mouvements verticaux. PhysioGéo, 18, 3-8.

Dufaure J. J. (1996) – A propos des piémonts, cuvettes et fosses de la chaîne ibérique orientale et méridionale vus par E. Moissenet. Annales de Géographie, 587, 3-31.

Dumont P. (1991) – Problèmes de datation des surfaces d’aplanissement au Zaïre. Bulletin de la Société Géographique de Liège, 27, 175-185.

Ellis M. A., Densmore A. L., Anderson R. S. (1999) – Development of mountain topography in the basin Ranges, USA. Basin Research, 11, 21-41.

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APA
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Fairbridge R. W., Finkl C. W. (1980) – Cratonic erosional unconformities and peneplains. Journal of Geology, 88, 69-86.
DOI : 10.1086/628474

Fischer K. M. (2002) – Waning buoyancy in the crustal roots of old mountains. Nature, 417, 933-936.

Flageollet J. C. (1977) – Origine des reliefs, altérations et formations superficielles : contribution à l’étude géomorphologique des massifs anciens cristallins du Limousin et de la Vendée du nord-ouest. Sciences de la Terre, Nancy, Mémoire 35, 461 p.

Freytet P. (1993) – Approche morphométrique des paléotopographies : reconstitution des déformations récentes. Colloque Quantification en Géomorphologie, AGSO-GFG, Talence, nov. 1992. Bulletin de l’Institut de Géologie du Bassin d’Aquitaine, 53/54, 279-292.

Freytet P., Baltzer F., Conchon O., Purser B. H. (1990) – Un piémont en contexte de rift actif : la côte égyptienne de la mer Rouge entre Quseir et Marsa Alam. 3e Forum National Géomorphologie, Aix-en-Provence, Méditerranée, hors série, 41-43.

Gautier P., Brun J. P., Jolivet L. (1993) – Structure and kinematics of upper Cenozoic extensional detachment on Naxos and Paros (Cyclades islands, Greece). Tectonics, 12, 1180-1194.

Godard A. (1965) – Recherches de géomorphologie en Europe du Nord-Ouest. Les Belles Lettres, Paris, 701 p.

Godard A., Simon-Coinçon R, Lagasquie J.-J. (2001) – Planation surfaces in basement terrains. In Godard A., Lagasquie J. J., Lageat Y. (Eds) Basement regions. Springer, Berlin, Heidelberg, 9-34.

Gregory K. M., Chase C. G. (1992) – Tectonic significance of paleobotanically estimated climate and altitude of the late Eocene erosion surface, Colorado. Geology, 20, 581-585.

Guilcher A. (1974) – Les « rasas » : un problème de morphologie littorale générale. Annales de Géographie, 1-33.

Guilcher A., Bodéré J. C., Coudé A., Hansom J. D., Moign A., Peulvast J.-P. (1986) – Le problème du strandflat en cinq pays de hautes latitudes. Revue de Géologie Dynamique et de Géographie Physique, 27, 47-79.

Gunnell Y. (1996) – Géodynamique d’une moyenne montagne tropicale. La genèse des paysages dans le Ghat occidental du Deccan, sur son revers continental et son piémont maritime. Thèse de doctorat, université Blaise-Pascal, Clermont-Ferrand, 2 vol., 486 et 330 p.

Gunnell Y. (2003) – Radiometric ages of laterites and constraints on long-term denudation rates in West Africa. Geology, 31, 131-134.

Gunnell Y., Fleitout L. (1998) – Shoulder uplift of the Western Ghats passive margin, India : a denudational model. Earth Surface Processes and Landforms, 23, 391-404.

Gutierrez-Elorza M., Gracia F .J. (1997) – Environmental interpretation and evolution of the Tertiary erosion surfaces in the Iberian Range (Spain). In Widdowson M. (Ed) Palaeosurfaces : recognition, reconstruction and palaeoenvironmental interpretation. Geological Society, London, Special Pulications, 120, 147-158.

Hack J. T. (1960) – Interpretation of erosional topography in humid temperate regions. American Journal of Science, 258 A, 80-97.

Hack J. T. (1975) – Dynamic equilibrium and landscape evolution. In Melhorn W.N., Flemal R.C. (Ed) Theories of Landform Development. Allen and Unwin, Boston and London, 87-102.

Hejl E., Riedl H., Weingartner H. (2002) – Post-plutonic unroofing and morphogenesis of the Attic-Cycladic complex (Aegea, Greece). Tectonophysics, 349, 37-56.

Hendricks M., Jamieson R. A., Willett S. D., Zentili M. (1993) – Burial and exhumation of the Long Range inlier and its surroundings, western Newfoundland : results of an apatite fission-track study. Canadian Journal of Earth Sciences, 30, 1594-1606.

Hooke R. LeB. (2003) – Time constant for equilibration of erosion with tectonic uplift. Geology, 31, 621-624.

Jackson J. A., Austrheim H., McKenzie D., Priestley K. (2004) – Metastability, mechanical strength, and the support of mountain belts. Geology, 32, 625-628.

Jolivet L., Nataf H. C. (1998) – Géodynamique. Dunod, Paris, 226 p.

King L. (1957) – The geomorphology of Africa. I – Erosion surfaces and their mode of origin. Science Progress, 45, 307-331.

King L. (1962) – The morphology of the Earth. A study and synthesis of World Scenery. Oliver and Boyd, Edinburgh, London, 699 p.

Klein C. (1959) – Surfaces de regradation et surfaces d’aggradation. Annales de Géographie, 68, 292-317.

Klein C. (1975) – Massif armoricain et Bassin parisien. Contribution à l’étude géologique et géomorphologique d’un massif ancien et de ses enveloppes sédimentaires. Ed. Orphys,Gap, 882 p

Klein C. (1990) – L’évolution géomorphologique de l’Europe hercynienne occidentale et centrale. Aspects régionaux et essai de synthèse. Mémoires et Documents de Géographie, Ed. CNRS, Paris, 178 p.

Klein C. (1993) – Du dynamisme des processus à la dynamique des formes en géomorphologie. Ophrys, Gap, 188 p.

Klein C. (1997a) – Du polycyclisme à l’acyclisme en géomorphologie. Ophrys, Gap, 299 p.

Klein C. (1997b) – Des microformes aux mégaformes en géomorphologie continentale. Ophrys, Gap, 80 p.

Kooi H., Beaumont C. (1994) – Escarpment evolution on high-elevation rifted margins : insights derived from a surface processes model that combines diffusion, advection, and reaction. Journal of Geophysical Research, 99, 12191-12209.

Kroonenberg S. B., Melitz P. J. (1983) – Summit levels, bedrock control and the etchplain concept in the basement of Suriname. Geologie en Mijnbouw 62, 389-399.

Lagasquie J.-J., Lageat Y., Peulvast J.-P., Godard A., Gunnell Y. (2001) – Morphostructural units, multi-storeyed scenery and the origin of escarpments in basement terrains. In Godard A., Lagasquie J.J., Lageat Y. (Eds) Basement regions. Springer, Berlin, Heidelberg, New York,  35-63.

Lageat Y. (2000) – La surface de piémont de Namibie. Géomorphologie : relief, processus, environnement, 1, 3-12.

Lageat Y., Gunnell Y. (2001) – Landscape development in tropical shield environment. In Godard A., Lagasquie J.J., Lageat Y. (Eds) Basement regions. Springer, Berlin, Heidelberg, New York, 173-197.

Lemartinel B. (1996) – Un géosystème cénozoïque. Les Monts ibériques occidentaux. Perpignan, Presses Universitaires Perpignan, 315 p.

Levine J.R. (1986) – Deep burial of coal-bearing strata, anthracite region, Pennsylvania – sedimentation or tectonics? Geology, 14, 577-580.

Lidmar-Bergström K. (1996) – Long term morphotectonic evolution in Sweden. Geomorphology, 16, 33-59.

Lidmar-Bergström K., Näslund J. O. (2002) – Landforms and uplift in Scandinavia. In Doré A. G., Cartwright J. A., Stoker M. S., Turner J. P., White N. (Eds) Exhumation of the North Atlantic margin : Timing, mechanisms and implications for Petroleum exploration. Geological Society, London, Special Pulications, 196, 103-116.

Magnavita L. P., Davison I., Kuznir N. J. (1994) – Rifting, erosion and uplift history of the Reconcavo-Tucano-Jatoba Rift, northeast Brazil. Tectonics, 13, 367-388.

Malavielle J., Guihot P., Costa S., Lardeaux J. M., Gardien V. (1990) — Collapse of the thickened Variscan crust in the French Massif Central: Mont Pilat extensional shear zone and St. Etienne Late Carboniferous basin. Tectonophysics, 177, 139-149.

Malavieille J., Séranne M. (1996) – La destruction des montagnes. La Recherche, 284, 88-93.

Matmon A., Bierman P., Enzel Y. (2002) – Pattern and tempo of great escarpment erosion. Geology, 30, 1135-1138.

Matos R. M. D. (1992) – The Northeast brazilian rift system. Tectonics, 11, 766-791.

McConnell R. B. (1968) – Planation surfaces in Guyana. Geographical Journal, 134, 506-520.

Meissner R. (2000) – The mosaic of terranes in Central Europe as seen by deep reflection studies. In Atlantic Rifts and continental margins, Geophysical Monograph, 115, American Geophysical Union, 33-55.

Ménard G., Molnar P. (1988) – Collapse of a Hercynian Tibetan plateau into a Late Paleozoic European Basin and Range. Nature, 334, 235-237.

Michel P. (1978) – Cuirasses bauxitiques et ferrugineuses d’Afrique occidentale. Aperçu chronologique. In : Géomorphologie des reliefs cuirassés dans les pays tropicaux chauds et humides. CEGET, Bordeaux, 53, 11-32.

Migon P., Lidmar-Bergström K. (2001) – Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic. Earth Science Reviews, 56, 285-324.

Millot G. (1980) – Les grands aplanissements des socles continentaux dans les pays subtropicaux, tropicaux et désertiques. Mémoire hors série de la  Société Géolologique de France, 10, 295-305.

Murphy J. B., Nance R. D. (1991) – Supercontinent model for the contrasting character of Late Proterozoic orogenic belts. Geology, 19, 469-472.

Ohmori H. (2001) – A paradox of concurrency of the Davisian end-peneplain and the Penckian primary peneplain. Proceeding of the Symposium on “New concepts and modeling in geomorphology” and “Geomorphometry, DEMs and GIS”, Tokyo, août 2001, Special Publications Geographical Information Systems Association, 4-5.

Ollier C. D. (1982) – The Great Escarpment of eastern Australia: tectonic and geomorphic significance. Journal of the Geological Society of Australia, 25, 13-24.

Ollier C. D. (1985a) – Morphotectonics of passive continental margins : introduction. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. Bd. 54, 1-9.

Ollier C. D. (1985 b) – Morphotectonics of continental margins with great escarpments. In Morisawa M. and Hack J. T. (Eds) : Geomorphology and tectonics. Binghamton Symposium, 3-25.

Ollier C. D. (1991) – Ancient landforms. Belhaven Press, London and New York, 233 p.

Ollier C. D., Powar P. B. (1985) – The Western Ghats and the morphotectonics of Peninsular India. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. Bd. 54, 57-69.

Partridge T. C. (1998) – Of diamonds, dinosaurs and diastrophism: 150 million years of landscape evolution in southern Africa. South African Journal of Geology, 101, 167-184.

Pavich M. J. (1985) – Appalachian piedmont morphogenesis: weathering, erosion and Cenozoic uplift. In Morisawa M., Hack J.T. (Eds) Tectonic geomorphology. Allen and Unwin, London, 27-51.

Pavich M. J. (1989) – Regolith residence time and the concept of surface age of the Piedmont “peneplain”. Geomorphology, 2, 181-196.

Pazzaglia F. J., Brandon M. T. (1996) – Macrogeomorphic evolution of the Post-Triassic Appalachian mountains determined by deconvolution of the offshore basin sedimentary record. Basin Research, 8, 255-278.

Pazzaglia F. J., Gardner T. W. (2000) – Late Cenozoic landscape evolution of the US Atlantic passive margin : insights into a North American Great Escarpment. In Summerfield M.A. (Ed.) Geomorphology and Global Tectonics, J. Wiley and Sons, Chichester, pp. 283-301.

Penck A. (1919) – Die Gipfelflur der Alpen. Sitzungsberichte der Preussischen Akademie der Wissenschaften, Berlin, XVII, 256-268.

Penck W. (1924) – Die morphologische Analyse. Ein Kapitel der physikalischen Geologie. A. Penck’s Geographische Abhandlungen, Stuttgart, 2, 283 p.

Persano C., Stuart F. M., Bishop P., Barford D. N. (2002) – Apatite (U-Th)/He age constraints on the development of the Great Escarpment on the southeastern Australian passive margin. Earth and Planetary Science Letters, 200, 79-90.

Peulvast J.-P. (1985) – Post-orogenic morphotectonic evolution of the Scandinavian Caledonides during the Mesozoic and Cenozoic. In Gee D.G., Sturt B.A. (Eds), The Caledonide orogen : Scandinavia and related areas. J. Wiley and Sons, Chichester, 979-994.

Peulvast J.-P., Baroux E., Bellier O., Sébrier M. (1999) – Le problème de l’activité des failles de Nîmes, de Salon-Cavaillon et de la Moyenne Durance (SE de la France) : apports de la géomorphologie structurale. Géomorphologie : relief, processus, environnement, 4, 327-358.

Peulvast J.-P., Bouchard M., Jolicoeur S., Pierre G., Schroeder J. (1996) – Palaeotopographies and post-orogenic morphotectonic evolution around the Baie des Chaleurs (Eastern Canada). Geomorphology, 16, 5-32.

Peulvast J.-P., Claudino Sales V. (2004) – Stepped surfaces and palaeolandforms in the northern Brazilian “Nordeste”: constraints on models of morphotectonic evolution. Geomorphology, 62, 89-122.

Peulvast J.-P., Vanney J.-R. (2001) – Géomorphologie structurale (Terre, corps planétaires solides). Vol. 1 : Relief et structure. Gordon and Breach (Paris) et BRGM (Orléans), 505 p.

Peulvast J.-P., Vanney J.-R. (2002) – Géomorphologie structurale (Terre, corps planétaires solides). Vol. 2.: Relief et géodynamique. Gordon and Breach (Paris) et BRGM Editions (Orléans), 524 p.

Retallack G.-J. (2001) – Cenozoic expansion of grasslands and climatic cooling. Journal of Geology, 109, 407-426.

Rey P., Burg J.-P., Casey M. (1997) – The Scandinavian Caledonides and their relationship to the Variscan belt. In Burg J. P., Ford M. (Eds) Orogeny through time. Geological Society, London, Special Publications, 121, 179-200.

Riis F., Fjeldskaar W. (1992) – On the magnitude of the late Tertiary and Quaternary erosion and its significance for the uplift of Scandinavia and the Barents sea. In Larsen R. M., Brekke H., Larsen B. T., Talleras E. (Eds) Structural and tectonic modelling and its application to petroleum geology. NPF Special Publications 1, Elsevier, Amsterdam, 163-185.

Seidl M. A., Weissel J. K., Pratson L. F. (1996) – The kinematics and pattern of escarpment retreat across the rifted continental margin of SE Australia. Basin Research, 12, 301-316.

Selby M. J. (1977) – Bornhardts of the Namib desert. Zeitschrift für Geomorphologie, 21, 1-13.

Sengör A. M. C. (1999) – Continental interiors and cratons : any relation? Tectonophysics, 305, 1-42.

Simon-Coinçon R. (1987) – Le rôle des paléoaltérations et des paléoformes dans les socles : l’exemple du Rouergue (Massif central français). Thèse État, université Paris I et E.N.S.M.P., Mémoires de Sciences de la Terre, 2, 290 p.

Simon-Coinçon R. (1999) – Palaeolandscape reconstruction of the south-western Massif Central (France). Special Publications of the International Association of Sedimentologists, 27, 225-243.

Slingerland R., Furlong K. P. (1989) – Geodynamic and geomorphic evolution of the Permo-Triassic Appalachian mountains. Geomorphology, 2, 23-37.

Spotila J. A., Bank G., Reiners P. W., Naeser C. W., Naeser N. D., Henika B. S. (2004) – Origin of the Blue Ridge escarpment along the passive margin of Eastern North America. Basin Research, 16, 41-63.

Steckler M. S., Omar G. I. (1994) – Controls on erosional retreat of uplifted rift flanks at the Gulf of Suez and northern Red Sea. Journal of Geophysical Research, 99, 12159-12173.

Sturt B. A., Dalland A., Mitchell J. L. (1979) – The age of the sub-Mid jurassic tropical weathering profile of Andøya, North Norway, and the implications for the Late Palaeozoic palaeogeography in the North Atlantic region. Geologische Rundschau, 68, 523-542.

Summerfield M. A. (1991)Global geomorphology. Longman Scientific and Technical, Harlow, 537 p.

Tardy Y., Roquin C. (1998) – Dérive des continents, paléoclimats et altérations tropicales. BRGM, Orléans, 473 p.

Taylor R. G., Howard K. W. F. (1998) – Post-palaeozoic evolution of weathered landsurfaces in Uganda by tectonically controlled deep weathering and stripping. Geomorphology, 25, 173-192.

Teyssier C., Whitney D. L. ( 2002) – Gneiss domes and orogeny. Geology, 30, 1139-1142.

Thomas M. F. (1978) – The study of inselbergs. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. Bd. 31, 1-41.

Thomas M. F. (1989a) – The role of etch processes in landform development. I. Etching concepts and their applications. Zeitschrift für Geomorphologie, 33, 129-142.

Thomas M. F. (1989b) – The role of etch processes in landform development. II. Etching and the formation of relief. Zeitschrift für Geomorphologie, 33, 257-274.

Thomas M. F. (1994) – Geomorphology in the tropics. A study of weathering and denudation in low latitudes. J. Wiley and Sons, Chichester, 460 p.

Tucker G. E., Slingerland R. L. (1994) – Erosional dynamics, flexural isostasy, and long-lived escarpments : a numerical modeling study. Journal of Geophysical Research, 99, 12229-12243.

Twidale C. R. (1983) – Pediments, pediplains and ultiplains. Revue de Géomorphologie Dynamique, 32, 1, 1-35.

Twidale C. R. (1985a) – Old land surfaces and their implications for models of landscape evolution. Revue de Géomorphologie Dynamique, 131-147.

Twidale C. R. (1985b) – Ancient landscapes : their nature and significance for the question of inheritance. In Hayden R.S. (Ed.), On the origin of Ayers Rock, central Australia. Zeitschrift für Geomorphologie, 31, 177-206.

Twidale C. R. (1997) – The great age of some Australian landforms: examples of, and possible explanations for landscape longevity. In Widdowson M. (Ed.) Palaeosurfaces : recognition, reconstruction and palaeoenvironmental interpretation. Geological Society, London, Special Publications, 120, 13-23.

Twidale C. R. (2000a) – Early Mesozoic ( ?Triassic) landscapes in Australia : Evidence, argument and implications. Journal of Geology, 108, 537-552.

Twidale C. R. (2000b) – Scarp retreat, slope stability, and the evolution of piedmont assemblages. South African Geographical Journal, 82, 54-63.

Twidale C. R. (2002) – The two-stage concept of landform and landscape development involving etching : origin, development and implications of an idea. Earth Science Reviews, 57, 37-74.

Twidale C. R., Vidal-Romani J. R. (2004) – Identification of exposed weathering fronts. Geodinamica Acta, 17, 107-123.

Vacher P., Souriau A. (2001) – A three-dimensional model of the Pyrenean deep structure based on gravity modelling, seismic images and petrological constraints. Geophysical Journal International, 145, 460-470.

Valentino D. W., Gates A. E. (2001) – Asynchronous extensional collapse of a transpressional orogen : the Alleghanian central Appalachian Piedmont, USA. Journal of Geodynamics, 31, 145-167.

van der Beek P., Braun J. (1999) – Controls on post-mid-Cretaceous landscape evolution in the southeastern highlands of Australia : insights from numerical surface process models. Journal of Geophysical Research, 104, 4945-4966.

van der Beek P., Pulford A., Braun J. (2001) – Cenozoic landscape development in the Blue Mountains (SE Australia) : lithological and tectonic controls on rifted margin morphology. Journal of Geology, 109, 35-56.

Vasconcelos P .M. (1992) – Timing and rates of evolution of hydrochemical systems in tropical humid environments by application of 40Ar/39Ar absolute dating of K-bearing weathering product minerals. Ph. D. Thesis, Univ. California, Berkeley, 241 p.

Vasconcelos P. M., Stone J. O. (1999) – 40Ar/39Ar weathering ages from ancient Australian cratonic surfaces. Regional Conference on Geomorphology, Rio de Janeiro, July 1999, abstracts, 1 p.

Veldkamp A., Oosterom A. P. (1994) – The role of episodic plain formation and continuous etching and stripping in the End-Tertiary landform development of SE Kenya. Zeitschrift für Geomorphologie, 38, 75-90.

Wakayabashi J., Sawyer T. L. (2001) – Stream incision, tectonics, uplift, and evolution of topography of the Sierra Nevada, California. Journal of Geology, 109, 539-562.

Watchman A. L., Twidale C. R. (2003) – Relative and “absolute” dating of land surfaces. Earth Science Reviews, 58, 1-49.

Widdowson M. (Ed.) (1997a) – Palaeosurfaces : recognition, reconstruction and palaeoenvironmental interpretation. Geological Society, London, Special Publications, 120, 340 p.

Widdowson M. (1997b) – Tertiary paleosurfaces of the SW Deccan, Western India : implications for passive margin uplift. In Widdowson M. (Ed.) Palaeosurfaces : recognition, reconstruction and palaeoenvironmental interpretation. Geological Society, London, Special Publications, 120, 221-248.

Windley B. F. (1995) – The evolving continents. J. Wiley and Sons, Chichester, 526 p.

Young R. A. (1985) – Geomorphic evolution of the Colorado Plateau margin in west-central Arizona : a tectonic model to distinguish between the causes of rapid symmetrical retreat and scarp dissection. In Morisawa M., Hack J.T. (Eds), Tectonic geomorphology, Allen and Unwin, Boston and London, 261-278.

Young R. W., Wray R. A. L. (2000) – Contribution to the theory of scarpland development from observations in Central Queensland, Australia. Journal of Geology, 108, 705-719.

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Annexe

Abridged English version

Recent progress in geomorphology, geophysics, and dating techniques (radiometric and thermochronometric methods: cf. Watchman and Twidale; 2003; Spotila et al., 2004) has allowed new approaches to old and fundamental questions about planation surfaces, their identification (including the increasing use of DEMs), their age and chronological meaning, their shaping processes and, above all, the geodynamic and palaeoclimatic conditions of their formation. This article is a review of recent advances on these topics.

After providing a brief overview of the world-wide distribution of planation surfaces, especially among palaeolandforms, and on their regional patterns (stepped surfaces of different ages reflecting various structural controls on their formation and preservation), classical, mainly time-dependant explanation models, peneplanation, pediplanation and etchplanation (Davis, 1899; King, 1962; Penck, 1924; Büdel, 1957; Millot, 1980; Thomas, 1989 a, b) are discussed through a review of possible erosional mechanisms involved in their development (review in Klein, 1993, 1997 a, b). It appears that downwearing and backwearing processes, which are generally dichotomised in the literature, in fact represent different manifestations of the same phenomena. Among these mechanisms, etchplanation is one of the most popular (Twidale, 2002) but, even in conditions of dynamic equilibrium (Hack, 1960, 1975), depending on tectonic, eustatic and bioclimatic conditions, etching and stripping can lead to planation just as much as to relief differentiation. Planation is more readily achieved if these mechanisms are helped by other processes – wave cutting, karstic corrosion, etc. – on long periods (typically 106 to107 years) within the context of a cratonic regime (Fairbridge and Finkl, 1980).

The development of planation surfaces and the geodynamic settings conducive to it are discussed through an analysis of two main groups of landforms: erosional piedmonts or pediments, cut into uplifted areas limited by fault-or flexure-related scarps of regional extent, such as the Great Escarpments associated with some passive margins, and formed over periods of time which may be relatively short (a few My to 10–20 My); and large peneplains or pediplains of regional or continental extent, which result from the destruction of former subductional or collisional ranges over periods of 20–40 My or more. Understanding the formation of this latter category of planation surfaces requires a wider range of geodynamic conditions and longer time scales than those proposed for single erosional piedmonts. This issue is under progress, taking into account data on erosion/uplift budgets and geophysical models of gravitational collapse of large orogens such as the Variscan, Appalachian or Aegean orogens (Jolivet and Nataf, 1998; Peulvast and Vanney, 2002; fig. 8).

Development, regradation, preservation or destruction of planation surfaces during cyclic or steady-state acyclic regimes appear strongly linked to the complex geodynamic rhythms that govern bioclimatic and lithospheric evolution. Aided, in orogenic domains, by the tendency of the weakened continental crust to spread laterally, mainly during late-orogenic stages, or by the formation of dense eclogitic roots in the lower subducted crust (Jackson et al., 2004), the planation process represents an inexorable trend of the morphological evolution of the continents. However, the adverse erosion/uplift budgets or the dynamic equilibrium stages that allow their formation or preservation may change or become unstable at every moment, depending on rate variations of the various phenomena involved in the process or to delamination phenomena in regions of thickened crust. Planar landforms appear to be long-lived, but sometimes also transient landforms whose complex evolution gives them a subtle meaning. Far from representing the inescapable terminus of continental evolution, planation only prevails temporarily. It is nested within long geodynamic cycles rather than in the erosion cycle imagined by Davis and his followers. However, its imprints on the landscapes are characterized by a remarkable capacity for long-term survival, so that planation surfaces constitute some of the most useful landmarks for reconstructing the morphological and palaeoenvironmental history of the continents.

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Table des illustrations

Titre Photo 1 – Strandflat émergé et relief résiduel sur Gimsøy (Iles Lofoten, Norvège). Photo 1 – Emerged strandflat and residual hill on Gimsøy (Lofoten Islands, Norway).
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Titre Photo 2 – Plis hercyniens arasés : la carrière de Villedieu-lès-Bailleul (N d'Argentan, Normandie, France). Photo 2 – Bevelled Variscan folds : Villedieu-lès-Bailleul quarry (north of Argentan, Normandy, France).
Légende Le déblaiement partiel de calcaires marins du Jurassique moyen dans les régions de Caen et de Falaise fait affleurer la surface infra-jurassique, dite aussi surface post-hercynienne, tronquant de façon imparfaite les conglomérats, les schistes et les Grès Armoricains du Paléozoïque inférieur conservés dans les vigoureux synclinaux de May, d'Urville et de la zone bocaine. Participation probable de l'abrasion marine au nivellement avant l'enfouissement de la surface (cliché J.-P. Peulvast).Imperfectly truncating Paleozoic conglomerates, shales and sandstones (Armorican sandstones) preserved in tight synclines of the Variscan orogen (May, Urville, Bocaine zone), the sub-Jurassic planation surface, also known as Post-Hercynian surface, is exposed here after partial denudation of overlying marine limestones of Middle Jurassic age. Wave-cutting was probably involved in the planation process before subsequent surface burial (photo J.-P. Peulvast).
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Titre Fig. 1 - Systèmes de surfaces d'aplanissement étagées. Fig. 1 – Systems of stepped planation surfaces.
Légende A : schéma interprétatif des surfaces étagées de l'Europe hercynienne occidentale et centrale (d'après C. Klein, 1993, redessiné). Déformation en dôme d'une surface d'âge paléogène (S1) et à pédimentation au cours de l'Eocène supérieur - Oligocène inférieur à la périphérie de l'aire soulevée. Les produits de la pédimentation (Sidérolithique de transport) fossilisent les parties déprimées de S1. SPH : surface post-hercynienne ; SEC : surface éocrétacée ; S1 : surface éotertiaire, avec reliefs résiduels r ; S2 : surface mésotertiaire ; J : terrains jurassiques ; C : terrains crétacés ; T : terrains tertiaires. Grisé : aires de soulèvement et aires d'affaissement conjuguées (cas où l'évolution géomorphologique s'est effectuée en régime endoréïque). B : étagements et âge des surfaces d'aplanissement dans le cas du modèle d'évolution du relief de L. C. King. D'après M. Summerfield (1991), redessiné. Les surfaces A à C ont commencé à s'élaborer lors de trois épisodes de baisse du niveau de base. Chacune est diachrone et les dépôts reposant dessus peuvent fournir un âge local minimum au point correspondant. L'élimination finale du dernier reste d'une surface donnée donne son âge terminal. C : les monts Shick-Shock (Gaspésie, Appalaches du Québec), vus vers le NE depuis Saint Tharsicius. Haute surface post-acadienne (1 000 m), préservée dans les roches métamorphiques et intrusives résistantes de l’orogène taconique (à gauche), au-dessus de la surface principale de Gaspésie, d’âge tertiaire probable. Située vers 500 m d’altitude, celle-ci n’arase que les roches sédimentaires et volcaniques plissées de l’orogène acadien, d’âge ordovicien à dévonien, et elle est elle-même disséquée (cliché J.-P. Peulvast).A : interpretation of stepped surfaces in western and central Variscan Europe (from C. Klein, 1993, redrawn). Updoming of a Paleogene surface (S1) and pedimentation during late Eocene–early Oligocene times at the periphery of the uplifted region. The waste products (Siderolithic) bury the downwarped parts of S1. SPH : Post-Hercynian surface ; SEC : early Cretaceous surface, S1 : early Tertiary surface, with residual hills r ; S2 : middle Tertiary surface ; J : Jurassic sediments ; C : Cretaceous sediments ; T : Tertiary sediments. Grey : conjugate uplift and subsidence areas (in the case of geomorphic evolution in an internally drained setting). B : stepped system and ages of planation surfaces in King’s model of landform evolution. From M. Summerfield (1991), redrawn. The surfaces labelled A-D were initiated during three episodes of base level fall. Each is diachronous and deposits on the surface may yield a minimum local age at that point. The final elimination of the last remnant of a particular surface (D) gives its terminal age. C : shick-Shock Mounts (Gaspésie, Québec Appalaches), seen towards the NNE from Saint Tharsicius. High post-Acadian surface (1000 m), preserved on resistant metamorphic and intrusive rocks of the Taconic orogen (left), above the main Gaspésie surface, of probable Tertiary age. Situated ca. 500 m above sea level, this surface only bevels folded sedimentary and volcanic rocks of the Acadian orogen, of Ordovician to Devonian age, and is itself dissected (photo J.-P. Peulvast).
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Titre Fig. 2 - Pédimentation, etchplanation et dégagement de reliefs résiduels. Tiré de J.-P. Peulvast et J.R. Vanney, 2001. Fig. 2 –  Pedimentation, etchplanation and exhumation of residual reliefs. From J.-P. Peulvast and J.R. Vanney, 2001.
Légende A : développement des pédiments accompagné d'un recul des versants parallèlement à eux-mêmes, selon King (1962), redessiné. B : dénudation par etchplanation, érosion différentielle et dégagement de reliefs résiduels à la surface d'un craton au cours des derniers 100 Ma, selon M. Thomas (1989b), redessiné. A : Pediment development associated with slope retreat, from King (1962), redrawn. B : Denudation by etchplanation, differential erosion and exhumation of residual reliefs on a cratonic area during the last 100 Ma, according to M.Thomas (1989b), redrawn.
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Titre Photo 3 – Pédiplaine à inselbergs dans la région de Quixadá, Ceará, Nordeste brésilien. Photo 3 – Pediplain and inselbergs in the Quixadá area, Ceará, northeastern Brazil.
Légende Inselbergs de granites leucocrates (Serra de Urucu, au milieu) et de monzonites (à l'arrière-plan gauche) correspondant à la mise en valeur d'intrusions tardi-orogéniques par rapport aux gneiss, migmatites et roches supracrustales du Groupe du Ceará, d'âge Protérozoïque inférieur à moyen, au cours de la formation de la « surface Sertaneja », une pédiplaine légérement disséquée. Knick basal (cliché J.-P. Peulvast).Inselbergs of leucocratic granites (Serra de Urucu, in the middle) and monzonites (back left). They correspond to preserved late-orogenic intrusions during the formation of the Sertaneja surface  – a slightly dissected pediplain – and contrast with the more erodible gneisses, migmatites and supracrustal rocks of the Ceará Group (Early-Middle Proterozoic). Presence of a knick or a short basal concavity (photo J.-P. Peulvast).
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Titre Fig. 3 – Surfaces d'aplanissement et enregistrement des déformations : l'exemple des surfaces de la Suède méridionale (in J.-P. Peulvast et J.R. Vanney, 2001, d'après Lidmar-Bergström, 1996, modifié).Fig. 3 – Planation surfaces and deformation record: the example of southern Sweden (in J.-P. Peulvast and J.R. Vanney, 2001, from K. Lidmar-Bergström, 1996, modified).
Légende A : deux interprétations des relations chronologiques entre la pénéplaine du K. Småland sud (SSP) et la surface côtière de la côte occidentale. B : profil E-W à travers la Suède méridionale montrant les déformations des surfaces exhumées et les relations de ces surfaces avec la couverture. Contraste entre la surface sub-cambrienne régulière à l'est et la surface sub-crétacée bosselée à l'ouest.A : two interpretations of chronological relationships between the Southern Småland peneplain (SSP) and the coastal surface of the western coast. B : E-W profile across southern Sweden showing deformation of the exhumed surfaces and the relationships between these surfaces and the cover rocks. Clear contrast between the regular sub-Cambrian surface in the east and the rugged sub-Cretaceous surface to the west.
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Titre Photo 4 – Encoche perchée en base de paroi d’inselberg granitique à Quixadá (Ceará, Nordeste brésilien). Photo 4 – Hanging notch in the base of an inselberg wall near Quixadá (Ceará, Brazilian Nordeste).
Légende En partie défigurée lors de la construction du barrage (à droite, environ 15 m de hauteur), elle matérialise l’ancienne rupture de pente (knick) entre la paroi et un pédiment ultérieurement disséqué, soulignant le processus d’exagération de l’inselberg (cliché J.P. Peulvast). Partly destroyed during the construction af the adjacent dam (right side ; ca 15 m in height), the notch coincides with the former knick between the wall and a now dissected pediment. This highlights the process and magnitude of inselberg growth (photo J.P. Peulvast).
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Titre Fig. 4 — Coupes géologiques dans la façade équatoriale du Nordeste brésilien (Ceará, Paraiba, Rio Grande do Norte). Fig. 4 –  Geological cross-sections of the equatorial margin of the Brazilian “Nordeste” (Ceará, Paraiba, Rio Grande do Norte).
Légende Coupes dans une marge passive formée avec l'ouverture transformante de l'Atlantique équatorial à l'Albien et recoupant une zone de rifting intracontinental d'âge Crétacé inférieur. La morphologie des régions intérieures est largement conditionnée par les structures issues des dislocations crétacées et comporte une basse surface à inselbergs (surface « Sertaneja ») incorporant les éléments d'une surface pré-cénomanienne exhumée (à la périphérie de la Chapada do Apodi) ainsi que  de vastes diverticules étendus vers l'intérieur au détriment d'une large zone affectée par un soulèvement flexural dès le Crétacé supérieur. L'érosion différentielle associée au développement de la basse surface a mis en inversion de relief le bassin sédimentaire post-rift (albien-cénomanien) de l'Araripe, au sud, donnant la mesure de la dénudation post-rift maximale (600 m).Profiles of a passive margin formed after transform opening of the Equatorial Atlantic ocean in Albian times across an early Cretaceous intracontinental rift zone. The onshore morphology is widely controlled by structures inherited from the Cretaceous rift and comprises a low planation surface with inselbergs (“Sertaneja” surface), including elements of an exhumed Pre-Cenomanian surface (periphery of the Chapada do Apodi) and wide embayments cut into a wide flexural zone uplifted since the late Cretaceous. Selective erosion related to the formation of the low surface led to relief inversion of the post-rift (Albian-Cenomanian) Araripe basin, in the south. This sets a maximal value of 600 m on post-rift denudation.
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Titre Photo 5 - L'épaule ouest de la mer Rouge au sud-ouest de Hurghada (sud-ouest de l'entrée du golfe de Suez). Photo 5 – The western rift shoulder of the Red Sea, southwest of Hurghada (SW of the mouth of the Gulf of Suez).
Légende Pédiment en cours d'élaboration au pied des montagnes granitiques de l'épaule occidentale du rift de la mer Rouge. L'escarpement de faille, sans doute complexe (faisceau de failles) est disséqué et de type "résiduel" (il a reculé par rapport aux failles, de façon très irrégulière) ; il s'en détache des croupes et inselbergs entre des embayments occupés par des nappes de sable et de graviers répandues par les oueds. Les divagations latérales de ces derniers contribuent à l'attaque et à la réduction des reliefs résiduels (aidée par une forte désagrégation granulaire à la base, au contact avec le pédiment et sa couverture sableuse), participant avec le transit sédimentaire ou la sédimentation (mise en place de ces nappes minces de matériaux en transit) au processus d'aplanissement partiel (cliché J.-P. Peulvast).Pediment presently being shaped at the foot of the granitic mountains of the western rift shoulder of the Red Sea. The dissected and complex fault scarp (corresponding to a multiple fault cluster) is of “residual” type (i.e. has retreated, in a very irregular way, from the faults). It is preceded by hills and inselbergs between embayments whose floors are covered by sand and gravel sheets deposited by wadis. Lateral channel displacements participate in the erosion of residual hills (prepared by strong granular disintegration in their basal parts, at the contact with the pediment and its sand cover) and contribute, together with the sedimentary transport or deposition (formation of the thin waste sheets), to the planation process (photo J.-P. Peulvast).
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Titre Fig. 5 – Aménagement géomorphologique des bordures flexurées des massifs anciens : le morphotype limousin, coupe interprétative.Fig. 5 – Erosional shaping of flexural escarpments  in basement uplands (« massifs anciens ») : the Limousin morphotype, an interpretative profile
Légende (d’après C. Klein, 1997). 1 : meulières lattorfiennes (sidérolithique de transport brennou) ; S1 : surface éotertiaire ; S2 : surface mésotertiaire ; f1 : flèche du soulèvement en dôme d'âge éocène moyen et supérieur, attribué aux effets du paroxysme de compression pyrénéenne ; f2 : flèche du soulèvement finitertiaire. (after C. Klein, 1997). 1 : Lattorfian silcrete (meulière ; Brenne Siderolithic lag gravels) ; S1 : early Tertiary surface ; middle Tertiary surface ; fl : middle and late Eocene updoming related to the effects of the Pyrenean compressional paroxysm ; f2 : late Tertiary uplift.
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Titre Fig. 6 – Grands Escarpements et aplanissements côtiers. Fig. 6 – Great Escarpements and coastal planation surfaces.
Légende A : évolution accompagnée du développement d'un Grand Escarpement (redessiné d'après C.Ollier, 1991). Ce cas correspondrait à celui des réseaux du Queensland (bourrelet oriental d'Australie) et du Ghat occidental (Inde). a : bombement démantelant un ancien drainage transversal ; b : formation d'un escarpement à partir de la ligne de faille ou de flexure, retrait ; c, d : le retrait détruit l'ancienne ligne de partage des eaux ; e : capture d'une rivière de revers, avec tracé en hameçon et report de la ligne de partage des eaux vers l'intérieur (ligne en tireté) ; f : scénario alternatif où le recul laisse subsister des témoins de l'ancien plateau, avec des vestiges locaux des anciens systèmes de drainage. B : Coupe schématique dans le bourrelet du Ghât occidental (Inde), le long du 18e parallèle N (Widdowson, 1997, redessiné). Noter les bastions culminants de basalte conservés sur la crête de l'antiforme enregistrée par le trapp du Dekkan, grâce à leur position en ligne de partage des eaux et à leur couverture latéritique. à l'ouest, une tranche de roche de 1,5 km a été enlevée en avant du Grand Escarpement, en relation avec le développement de la (pédi)plaine de Konkan.A : Evolution involving development of a Great Escarpment (redrawn from C. Ollier, 1991). This case is an interpretation of the escarpements of Queensland  (Eastern Australia) and the Western Ghats (India). a : upwarp disrupting of a former transverse drainage system ; b : scarp formation from a fault or flexure zone, erosional retreat ; c, d : scarp retreat destroys the former divide ; e : capture of a back-slope river, with hook pattern and inland offset of the divide (dotted line) ; f : alternative scenario where the retreat preserves remnants of the former plateau, with local elements of the former drainage systems. B : E-W sketch profile through the Western Ghat (India), at 18°N (Widdowson, 1997, redrawn). Culminating basaltic bastions are preserved on the antiformal crest recorded by the Deccan traps, because of their location on the divide and of their lateritic cover. To the west, up to 1.5 km of rock was eroded in front of the Great Escarpment, in relation to the development of the Konkan (pedi)plain.
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Titre Photo 6 – Pédiplanation et blocages structuraux : les massifs granitiques de Mucambo et de Meruoca, vus depuis Ubajara (ouest du Ceará, Nordeste brésilien). Photo 6 – Pediplanation and structural controls : the granitic hills of Mucambo and Meruoca, as seen from Ubajara (western Ceará, northeastern Brazil).
Légende La pédiplaine Sertaneja (voir fig. 2), développée en réponse au soulèvement de la marge nord-brésilienne, s'insinue entre deux massifs granitiques tardi-orogéniques (530 Ma). À droite, le massif de Mucambo est en partie arasé, à l'exception de quelques reliefs résiduels, peut-être par suite de l'excavation du toit altéré du batholite. Au fond, vers le nord-est (à gauche) : le massif de Meruoca, dont les rebords sur la pédiplaine coïncident avec les lignes de faille d’une large zone de broyage dans laquelle s'est mise en place l'intrusion. Le massif porte les restes disséqués d'une haute surface dérivant peut-être de la surface de discordance infra-paléozoïque exhumée (cliché J.P. Peulvast).The Sertaneja pediplain (see fig. 2), a low surface developed as a result of the north Brazilian marginal uplift, forms embayments and corridors between two late-orogenic granitic batholiths (530 Ma). On the right side, the Mucambo massif is partly planated, except for a few residual hills, possibly as a result of the excavation of the weathered roof of the batholith. In the distance, to the northeast (left side) : the Meruoca plateau, whose edges correspond to fault lines of a wide shear zone along which the granite was intruded. On this massif, dissected remnants of a high planation or etch surface are identified, possibly representing the exhumed sub-Palaeozoic unconformity (photo J.P. Peulvast).
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Titre Fig. 7 – Aplanissement du piémont fini-miocène en Messénie (ouest du Péloponnèse, Grèce). Coupe au NW de la Messénie (Dufaure, 1985). Fig. 7 – End-Miocene piedmont planation surface in Messenia (west of the Peloponnese, Greece).
Légende Inselberg de poudingues calcaires fortement cimentés, pediments mordant les calcaires des monts de Kiparissia. Retouches d'abrasion marine pliocène sur les pélites. 1 : calcaires jaspeux (Trias, base de la nappe d'Olonos) ; 2 : radiolarites (Jurassique) ; 3 : calcaires pélagiques à silex (Crétacé inférieur) ; 4 : calcaires en plaquettes d'Olonos (Crétacé supérieur) ; 5 : flysch pélitique de Gavrovo (Priabonien-Oligocène) ; 6 : poudingues à éléments de la nappe d'Olonos ; 7 : Pliocène marin.Profile in the NW of Messenia (Dufaure, 1985). Inselberg of strongly cemented limestone conglomerates, pediments bevelling the Kiparissia Mountains limestones. Minor marine wave-cutting on pelites. 1 : jasper-bearing limestones (Trias, basis of the Olonos nappe) ; radiolarites (Jurassic) ; 3 : pelagic flint limestones (Lower Cretaceous) ; 4 : Olonos platy limestones (Upper Cretaceous) ; 5 : Gavrovo pelitic flysch (Priabonian-Oligocene) ; 6 : conglomerates with elements from the Olonos nappe ; 7 : marine Pliocene sediments.
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Titre Fig. 8 – Amenuisement des reliefs et aplanissement dans le cadre d'une évolution tardi-orogénique : cas de la chaîne hercynienne. Fig. 8 – Mountain wearing and planation in the context of a Late Orogenic evolution : the Variscan range.
Légende A : coupe montrant les demi-grabens permiens sous le Bassin parisien (redessiné d'après J. Debelmas et G. Mascle, 1991). B : de la surface fini-permienne (SFP) à la surface fini-triasique (SFT) dans la chaîne hercynienne d'Europe (d'après C.Klein, 1997a, redessiné). 1 : socle anté-carbonifère ;  2 : Carbonifère ; 3 : Permien ; 4 : Trias ; f1, f2 : failles permiennes nivelées par la SFP ; R : relief résiduel associé à la SFP ; r : relief résiduel associé à la SFT ; a1 : angle de recoupement de la SFP et de la SFT. Nature de la surface fini-triasique : à l'W du point O : pédiplaine (surface hercynienne proprement dite) ; à l'est du point O : forme construite, surface d'aggradation correspondant au sommet des formations triasiques corrélatives de la pédiplanation. C : modèle d'extension crustale et d'évolution morphostructurale tardi-orogénique des parties centrales de l'orogène varisque. D'après J. Malavieille et M. Séranne (1996), redessiné. Ft : forces tectoniques aux limites ; Fg : forces gravitationnelles internes ; + : granites. A : Fg<Ft, phase compressive (charriages, épaississement crustal) ; B : Fg=Ft, régime stationnaire (prédominance du soulèvement et des processus d'érosion) ; C : Fg>Ft, effondrement tardi-hercynien de la croûte épaissie (tectonique extensive, formation de bassins, mise en place de granites tardi-orogéniques). D : réduction du relief d'un bloc faillé selon W.M. Davis (in C. Klein, 1997a, redessiné).A. Sketch profile showing Permian half-grabens below the Paris basin (redrawn from J. Debelmas and G. Mascle, 1991). B. From the end-Permian surface (SFP) to the end-Triassic surface in the Variscan range of Europe (after C. Klein, 1997a, redrawn). 1 : pre-Carboniferous basement ; 2 : Carboniferous ; 3 : Permian ; 4 : Trias ; f1, f2 : Permian faults bevelled by the SFP ; R : residual relief related to the SFP ; r : residual relief related to the SFT ; al : angle between the SFP and SFT. Nature of the end-Triassic surface : west of point O : pediplain (Variscan surface) ; east of point O : aggradational surface (top of Triassic deposits correlative of the pediplanation). C. Model of crustal extension and of late-orogenic morphostructural evolution of the central parts of the Variscan orogen. From J. Malavieille and M. Séranne (1996), redrawn. Ft : tectonic forces at the limits ; Fg : internal gravitational forces ; + : granites. A : Fg<Ft, compressive phase (thrusts, crustal thickening) ; B : Fg=Ft, steady-state regime (predominance of uplift and erosion processes) ; C : Fg>Ft, Late-Variscan collapse of the thickened crust (extensional tectonics, basin formation, intrusion of late-orogenic granites). D. Erosion of a faulted block according to W.M. Davis (from C. Klein, 1997a, redrawn).
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-Pierre Peulvast et Vanda Claudino Sales, « Surfaces d’aplanissement et géodynamique », Géomorphologie : relief, processus, environnement, 4/2005 | 2006, 249-274.

Référence électronique

Jean-Pierre Peulvast et Vanda Claudino Sales, « Surfaces d’aplanissement et géodynamique », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], 4/2005 | 2006, mis en ligne le 01 janvier 2008, consulté le 21 août 2014. URL : http://geomorphologie.revues.org/605 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.605

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Droits d’auteur

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