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Chap. 3, 4 et 5 LES FORMES DE RELIEF ASSOCIEES AUX MOUVEMENTS

HORIZONTAUX ET VERTICAUX

Objectifs :

- Décrire les différents mouvements qui affectent la lithosphère ;

- Dégager les différents reliefs qui en résultent.

INTRODUCTION

Objectif intermédiaire : rappeler la structure de la Terre au niveau de et l’origine de la

mobilité de sa lithosphère.

L’une des caractéristiques qui fait de la Terre une planète très spéciale est la présence d’une

tectonique des plaques.

La croûte terrestre et la couche rigide du manteau supérieur forment ensemble une couche de

quelques dizaines de kilomètres, appelée la lithosphère, qui se distingue par sa rigidité. En

dessous se trouve l’asthénosphère, une couche moins rigide sur laquelle la lithosphère peut

lentement se déplacer.

La lithosphère n’est pas faite d’un seul bloc, mais divisée en plusieurs plaques qui peuvent

légèrement se déplacer les unes par rapport aux autres en glissant sur l’asthénosphère.

Ces plaques se déplacent sous l’effet de la convection dans le manteau. En effet, l’énergie

produite par la désintégration de noyaux radioactifs au centre de la Terre est transportée vers

l’extérieur par un phénomène de convection, les roches chaudes remontant vers la surface, les

roches refroidies plongeant vers les profondeurs.

Ces mouvements de matière dans l’asthénosphère provoquent le déplacement des plaques de

la lithosphère, un phénomène que l’on désigne sous le nom de tectonique1 des plaques. Ainsi

par exemple, la plaque qui porte l’Amérique de sud se sépare de celle qui porte l’Afrique à

une vitesse d’environ trois centimètres par an.

La tectonique des plaques est responsable de la plupart des formations géologiques présentes

sur Terre. Ainsi, lors de la collision de deux plaques, une chaîne de montagnes peut naître.

C’est par exemple la collision des plaques portant l’Inde et la Chine qui a donné naissance à

l’Himalaya. Il arrive également qu’une plaque plonge sous une autre – on parle de subduction

– en menant au même résultat, comme dans le cas des Andes.

1 En géologie mécanisme de déformation ou de dislocation affectant les couches géologiques après leur

formation

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Les mouvements des plaques lithosphériques se traduisent par des contraintes2 qui modifient

la forme des roches et permet de donner une disposition aux couches géologiques ou

structure. Les contraintes exercées par les mouvements lithosphériques permettent donc la

mise en place des différentes couches de terrain. Ces couches peuvent alors être horizontales,

inclinées, plissées, faillées ou résulter d’une construction volcanique. Les forces qui

contribuent à la disposition de ces couches géologiques constituent les mouvements

horizontaux ou verticaux selon le cas.

I- LES FORMES DE RELIEF EN STRUCTURE HORIZONTALE

Au fond des mers, les couches de terrain se déposent horizontalement, les plus récentes

superposées aux plus anciennes. Les bancs ou strates sont de nature différente (calcaires,

marnes, argiles, sables) et de résistance inégale (dures ou tendres).

(Voir fig.1 p. 102 du livre de géographie de 2nde

photocopié)

2

La déformation cassante se traduit par des plans de cassures, les failles.

Par convention, on nomme toit le compartiment qui se situe au-dessus du plan de faille, et mur celui qui est au-

dessous. Le rejet est le déplacement net des deux compartiments.

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Si les déformations, qui ont soulevé la région au-dessus du niveau de la mer, n’ont pas brisé la

disposition originelle des couches, on parlera de structure concordante3 : les strates restent

parallèles entre elles et se suivent dans l’ordre de leur dépôt. Mais ces bancs peuvent être

horizontaux ou inclinés.

En structure concordante horizontale, ou très faiblement inclinée, les formes de relief sont

faciles à reconnaitre. (Voir fig. 2 et 3 p. 104 du livre de géographie de 2nde

photocopié).

- Les plateaux sont horizontaux : ils correspondent généralement à l’affleurement d’une

couche dure, déblayée des couches tendres qui la surmontaient ; c’est l’œuvre de

l’érosion différentielle. On les qualifie de plateaux structuraux4 ou de relief tabulaire

structural5. En effet, le relief épouse la disposition générale des couches. C’est le cas

du plateau de Villers-Cotterets, établi sur le calcaire grossier, débarrassé des sables de

Beauchamp.

- Les vallées6 sont symétriques : les mêmes bancs

7 apparaissent de part et d’autre du

talweg8 ; des couches dures forment des corniches

9, les couches tendres constituent un

talus10

en pente douce. Si la vallée se creuse dans un grand nombre de couches, il y a

autant de corniches ou de replats11

que de bancs durs séparés par des couches tendres ;

les couches les plus anciennes se trouvent au fond de la vallée. On parle de vallée en

corniche.

- Le dessin du réseau hydrographique est régulier : il est en forme de feuille de fougère,

sauf cassures ou ondulations locales affectant les couches de terrain.

3 En géologie la concordance est la formation d'un dépôt sédimentaire sur des couches plus anciennes exemple :

la concordance des strates. Il y a concordance lorsqu’une formation sédimentaire repose sur des couches plus

anciennes non plissées, non basculées même si une lacune existe. 4 Relief structural : forme de la surface topographique contrôlée par la structure des terrains, soit directement par

édification active de reliefs (reliefs primitifs), soit indirectement par le jeu de l’érosion sur des roches de dureté

diverse (reliefs dérivés).

Cas très caractéristique, lorsqu’il s’exerce en séries sédimentaires montrant une alternance de couches dures et

de couches tendres de bonne épaisseur 5 Relief tabulaire, ou Relief aclinal (g.n. m.) : Relief structural édifié sur des couches horizontales, montrant des

plateaux étagés limités par des bords escarpés. Les cours d’eau, que ne guide pas la pente des couches, sont

inséquents, il leur arrive de creuser, à leur tête, des amphithéâtres rocheux, connus sous le nom de reculées ou de

bouts-du-monde. 6 1. Forme de relief creusée par un cours d'eau et limitée par des versants qui s'inclinent l'un vers l'autre

Exemple : le brouillard monte de la vallée • vallée sèche

2. région basse en montagne Exemple : redescendre dans la vallée pour l'hiver

3. région située sur les deux versants (d'un important cours d'eau) Exemple : les nécropoles de la vallée des

Rois 4. galerie descendante d'une mine Exemple : devoir travailler dans la vallée 7 En géologie couche (de roche homogène) composant un terrain. Exemple : un banc d'argile ou strates : en

géologie terrain sédimentaire homogène distinct par sa composition de ceux qui l'environnent. Exemple : des

strates rocheuses 8 En géographie ligne joignant les points les plus profonds d'une vallée ou du lit d'un cours d'eau Exemple : une

frontière délimitée par un talweg 9En géographie partie de versant montagneux en pente abrupte (dont la pente est très forte Synonyme: escarpé ;

géographie dont la paroi est presque à pic, c’est-à-dire d'une façon escarpée. Exemple : le versant nord, très

abrupt, est couvert de sombres forêts.) Exemple : une corniche calcaire. 10

Terrain en forte pente 11

En géographie partie horizontale qui vient interrompre un relief Exemple : des replats dus à l'érosion

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- Les buttes-témoins sont symétriques et à la même altitude que les plateaux

correspondants : les buttes-témoins sont des morceaux de plateaux isolés par l’érosion

(Voir fig. 2 et 3 précités) et montrent donc sur leurs versants les mêmes terrains que

le long des vallées, avec les mêmes replats.

- Les corniches reculent et sont tournées vers l’aval : l’érosion différentielle déblaie

facilement les terrains tendres ; les bancs durs, mis en porte-à-faux, forment des

surplombs qui s’éboulent. Ainsi, les vallées s’élargissent, les bords des plateaux

reculent. Comme les couches sont horizontales et que les rivières s’enfoncent vers

l’aval, c’est dans cette direction que les corniches sont les plus élevées au-dessus du

talweg et que les buttes-témoins sont les plus nombreuses.

Ces reliefs tabulaires ne disparaissent que lorsque les bancs ont été détruits par recul des

escarpements.

II- LES FORMES DE RELIEF EN STRUCTURE INCLINEE

L’épeirogenèse affecte de grands domaines continentaux et océaniques. Il s’agit des

ondulations à grand rayon de courbure qui engendrent les structures monoclinales. Il se

traduit principalement par des mouvements de montée ou de descente à partir desquels se

forment plateaux et bassins. Le relief qui s’en dégage est un relief structural monoclinal12

.

Lorsque les couches de terrain sont inclinées et ont une pente d’au moins 3 ou 4%13

, et que les

bancs durs et tendres alternent régulièrement, les formes de relief sont très caractéristiques.

- Les plateaux sont inclinés : dégagés eux aussi des couches tendres qui les

surmontaient, ce sont des plateaux structuraux (fig. 6 A du livre de géographie

photocopié) pour la plupart. Cependant, certains d’entre eux sont tranchés en biseau14

12

Relief monoclinal (g.n. m.) : Relief structural édifié sur des couches régulièrement inclinées, avec des

pendages modérés. Les couches les plus dures, restent en saillie, elles forment des cuestas (ou côtes), dont le côté

le plus pentu, orienté en sens inverse du pendage, est appelé front, alors que le côté le moins pentu est le revers. 13 Le pourcentage de pente permet de décrire le relief en exprimant le rapport entre la dénivellation et la distance

horizontale. Par exemple, une pente de 3% correspond à une dénivellation de 3 mètres sur une distance

horizontale de 100 mètres. Attention : une pente de 100% signifie que pour 100 m à l'horizontale on progresse

de 100 m en verticale, ce qui correspond donc à un angle moyen de 45° (et non 90°).

Pour calculer la pente d'un trajet, il suffit d'appliquer la formule suivante :

Pente (%) = Dénivelé (m)

X 100 Longueur parcourue (m)

Dénivelé = Hauteur totale entre le point d'arrivée et le point de départ.

Exemple :

Soit deux points sur une carte.

A est à 450 m d'altitude et B à 600 m.

La distance entre A et B est de 4,5 km, c'est-à-dire 4 500 m.

Dénivelé : B - A => 600m - 450m = 150m

Pente entre le point A et le point B : 150 m

X 100 = 3,3% 4 500 m

14

1. coupe ou tranchant obliques Exemple : tailler en biseau

2. dispositif comportant un tranchant ou une coupe obliques Exemple : le biseau des tuyaux d'orgue

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par la surface topographique : le coup de rabot qui les a façonnés n’a pas tenu compte

de la dureté relative des bancs : on parle de plateau d’érosion (fig. 6 B op).

Sur les bords relevés des bassins sédimentaires, comme la Bassin parisien, les plateaux se

succèdent, formés par des couches de plus en plus récentes en allant des bordures vers le

centre de la cuvette. Ils apparaissent comme les bords de plats superposés, dont les plus

grands seraient placés en dessous de la pile et les plus petits au sommet (fig. 7 op) Chaque

plateau est séparé du suivant par une dépression taillée dans des roches dures.

- Les vallées sont dissymétriques15

: elles sont bordées par un escarpement raide appelé

cuesta ou côte et par un versant en pente faible (fig. 8 et 9 op). Celui-ci est le revers16

du banc calcaire dur formant le plateau, qui plonge doucement sous la couche tendre

supérieure. Parfois, sur un même versant, on observe deux escarpements successifs :

on dit que la côte est double. (fig. 10 op)

Cuesta

La cuesta est une structure monoclinale formée par trois éléments : l'alternance d'une couche

résistante (calcaire) et d'une couche tendre (marne), un faible pendage de ces couches et un

processus d'érosion. Lorsque le plateau de la cuesta recule, en raison de l'érosion fluviale, il peut

conserver en avant du front des buttes témoignant de son ancienne extension. Lorsqu'il existe

deux couches résistantes, donc deux fronts, la cuesta est double. Et lorsque le revers est coupé

par une vallée orthoclinale, qui atteint la couche tendre, formant ainsi deux fronts identiques, la

cuesta est dite dédoublée.

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Cuesta, forme de relief dissymétrique limitant un plateau inscrit dans des terrains

sédimentaires. Cuesta est un nom espagnol que les géomorphologues préfèrent à « côte » pour

éviter toute confusion avec le littoral.

15

Qui se caractérise par un manque ou une absence de symétrie (qui a de l'harmonie dans sa disposition par

rapport à un axe central). 16

Revers : versant opposé au front, en pente plus douce, conforme au pendage (cataclinal on conséquent) et

correspondant en général au toit de la couche dure inclinée. Caractéristiques : pente et pendage.

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Une cuesta comprend trois parties : un talus ou front de cuesta, en pente plus ou moins raide ;

un revers, qui est soit un plateau structural, soit un plateau d’érosion ; une plaine, la

dépression, qui s’étend au pied du talus.

Trois conditions sont nécessaires pour définir une cuesta : la concordance des strates ; la

superposition d’une couche dure (calcaire, grès ou meulière) sur une couche tendre (argile,

marne ou sable) ; le pendage (pentes des couches), qui doit être inférieur à 10° et contraire à

la pente topographique. Ces conditions sont réunies dans les bassins sédimentaires ; par

exemple, entre les Vosges et le centre du Bassin parisien, il existe sept fronts de cuesta dont

celui de l’Île-de-France, qui porte le célèbre vignoble de Champagne, ou encore la cuesta des

côtes de Moselle qui domine Nancy.

Le profil d’un front de cuesta dépend de la nature des roches qui le constituent. Il est très

concave lorsque la couche sommitale, mince mais très dure, forme une corniche à la partie

supérieure du talus au-dessus d’une couche tendre et épaisse. Il est convexo-concave lorsque

le contraste de dureté et d’épaisseur entre les strates diminue. Le pendage des couches

influence aussi le tracé des cuestas. Elles apparaissent d’autant plus découpées que les

couches sont faiblement inclinées. Enfin, la résistance des roches variant selon les climats, les

cuestas ont des formes plus nettes lorsqu’elles se trouvent exposées à des climats secs qui

mettent davantage en valeur les moindres différences de dureté (par exemple au Tassili dans

le Sahara).

La formation d’une cuesta dépend de l’érosion différentielle qui affouille les roches tendres en

laissant les roches dures en position haute. Elle est fonction de l’enfoncement du réseau

hydrographique installé à l’origine sur une topographie plane, une plaine littorale ou une

surface d’aplanissement. La différenciation du relief apparaît quand les rivières principales

s’encaissent dans les strates résistantes et élargissent leur vallée à la traversée des couches

tendres ; les dénivellations ainsi créées renforcent l’action des cours d’eau affluents qui se

développent dans les roches meubles en allongeant les dépressions dans une direction

perpendiculaire au pendage, faisant apparaître un talus qui les domine. Lorsque celui-ci

présente une hauteur suffisante, des ruisseaux peuvent s’y installer.

- Le réseau hydrographique est lui aussi dissymétrique avec plusieurs types de rivières.

Les cours d’eau associés au relief de cuesta sont désignés en fonction de leur position

par rapport au pendage17

des couches. Les rivières coulant dans le sens du pendage des

couches, c’est-à-dire de la périphérie vers le centre du bassin, sont dites cataclinales

ou conséquentes ; lorsqu’elles percent le front de cuesta, elles déterminent un

entonnoir de percée cataclinale. Celles qui suivent le pied de la cuesta (terrains

tendres) sont dites orthoclinales ou subséquentes, tandis que les cours d’eau qui

descendent du talus et qui s’écoulent dans le sens contraire du pendage (du haut vers le

bas d’un front de cuesta) sont dits anaclinaux ou obséquents. Sous l’action conjuguée

du découpage par le réseau hydrographique et des agents météoriques, le front de

cuesta est disséqué et recule ; il laisse en avant de lui des buttes18

qui témoignent de

son ancienne position : ce sont des buttes témoins.

17

Pentes des couches 18

Colline isolée au sommet plat Exemple : une butte domine la plaine

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- Les buttes-témoins19

sont dissymétriques et plus hautes que les plateaux dont elles

dérivent : ceci est la conséquence de l’inclinaison des couches.

- Les cuestas reculent et sont tournées vers l’amont : c’est dû encore au relèvement des

bancs vers l’amont. Les cuestas reculent en abandonnant des buttes-témoins. Elles sont

échancrées, au passage des rivières conséquentes, par e vastes entonnoirs ou percées

conséquentes.

- abrupt20

d’érosion à corniche21

. Escarpement monoclinal ou front : versant en pente

forte, taillé à contre-pendage (pente anaclinale ou obséquente) dans un binôme RD

sommitale / RT basale. RD : calcaire, grès, gaize. RT : marnes, argiles, sables, craie.

L’escarpement (ou front) se caractérise par son orientation et sa dénivellation.

III- LES FORMES DE RELIEF EN STRUCTURE PLISSEE

Lorsque les mouvements de l'écorce terrestre (géodynamique interne) sont plus importants

que dans le cas de la structure monoclinale, les roches et les terrains subissent des

déformations souples ou cassantes (diastrophisme). Lorsque ces déformations sont intenses,

localisées et relativement rapides, elles créent des accidents tectoniques (# épeirogenèse) :

flexures, plis, failles.

Le diastrophisme22

qui est l'ensemble des déformations de l'écorce terrestre s'exprime de

manière cassante (structure faillée) ou souple (structure plissée). Les plis, comme les failles et

les flexures, appartiennent à la catégorie des accidents tectoniques localisés qu'il faut

distinguer des ondulations à grand rayon de courbure engendrant les structures monoclinales.

A- Origine du relief plissé

Le relief plissé est le résultat de contraintes latérales provoquant un raccourcissement de

l'écorce terrestre. Ce type de structure est caractéristique des zones externes des chaînes de

montagne23

. La structure n’est plus concordante, mais disloquée.

La contrainte se définit comme une force appliquée à une certaine unité de volume. Il y a

fondamentalement deux types de contraintes qui déforment les roches: les contraintes de

compression et celles de tension. Dans la compression, les forces convergent; elles peuvent

être coaxiales ou non. La déformation d'un jeu de carte sous contraintes de compression

19

Relief isolé à l’avant d’un coteau témoignant de l’extension ancienne d’un plateau. Le sommet est

obligatoirement constitué d’une RD. En structure monoclinale, la BT est généralement dissymétrique. 20

Relief à pente très raide Exemple : escalader un abrupt 21

Partie de versant montagneux en pente abrupte 22

Le diastrophisme est un terme général qui désigne toute déformation de l’écorce terrestre produite par des

forces endogènes. En effet, les processus géologiques peuvent être répartis en deux grandes catégories selon

qu’ils trouvent leur origine à l’intérieur du globe (processus endogènes) ou à sa surface (processus exogènes). La

fracture des grandes plaques lithosphériques, la dérive continue de la croûte continentale et l’expansion de la

croûte océanique à partir des dorsales médio-océaniques : ces trois grands ensembles de phénomènes sont à

mettre sur le compte de forces dynamiques profondes. Les bassins océaniques, les continents, les plateaux et les

montagnes trouvent leur origine dans ces mouvements. 23

L’orogenèse ou formation des montagnes, est un phénomène plus localisé qui amène la déformation des strates

préexistantes.

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illustre la différence. Dans le cas d'une contrainte de compression coaxiale, les cartes vont

s'arquer, comme illustré ici:

Si les contraintes ne sont pas coaxiales, il va se développer du cisaillement; le jeu de carte se

déforme par le glissement des cartes les unes sur les autres:

Dans la tension, les contraintes divergent et ont pour effet d'étirer le matériel.

Les schémas qui suivent illustrent la déformation des couches de roches sous des régimes de

contraintes en compression et en tension. Prenons comme volume de départ, un empilement

de couches de roches non déformées à l'horizontal.

Les plis

24 constituent la manifestation d'un comportement plastique (ductile) des roches sous

l'effet de contraintes de compression. Pour décrire les plis, on utilise les termes d'anticlinal25

quand le pli se ferme vers le haut et de synclinal26

lorsqu'il se ferme vers le bas.

L'élément fondamental du relief en structure plissée est le pli. Un pli est un accident de style

souple développé dans un matériau sédimentaire par une tectogenèse en compression. Il se

matérialise par une ondulation de la couverture sédimentaire (anticlinaux et synclinaux).

Les plis peuvent aussi résulter de l’épirogenèse. On appelle épirogenèse (ou épeirogenèse) un

processus qui fait monter ou descendre lentement des domaines continentaux. En général, les

mouvements épirogéniques se traduisent, dans les régions côtières, par des transgressions de

la mer lorsque le domaine continental s'enfonce, et par des régressions de la mer lorsqu'il se

soulève. Un exemple de processus épirogénique est fourni par le soulèvement postglaciaire

(soulèvement scandinave) de la Scandinavie, de la Finlande, du Canada et du Nord des États-

Unis. On associe à l'épirogenèse une partie des séismes qui se produisent à l'intérieur des

plaques tectoniques et dont la magnitude reste en général faible à modérée.

Le terme technique épeirogenèse fut forgé en 1886 par le géologue américain Grove Karl

Gilbert (1843–1918) sur les mots grecs epeiros (continent) et genesis (naissance). Dans

l'esprit de Gilbert, il s'opposait à orogenèse, désignant l'ensemble des processus conduisant à

l'érection de chaînes de montagnes, et qui donnent lieu à des séismes bien plus fréquents et

souvent très violents.

24 Déformation sinueuse (de la couche terrestre)

25 En géologie pli de terrain convexe, orienté vers le haut et dont les strates plus anciennes sont situées vers

l'intérieur du plissement. Exemple : les anticlinaux et les synclinaux. Bien que les anticlinaux correspondent

souvent à des lignes de hauteur, ce vocable ne désigne pas des formes de relief, mais des types de disposition des

couches géologiques, dans lesquelles l’érosion peut ensuite sculpter les formes les plus diverses. 26

Pli concave dont les couches centrales sont les plus récentes Exemple : un synclinal de nappe

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L'épirogenèse est un processus distinct de l'eustatisme. Les processus eustatiques se

caractérisent aussi par des transgressions ou des régressions de la mer, mais ces variations de

niveau sont attribuées à des variations du volume des eaux des mers et des océans, et non pas

à de lents ajustements de matière dans la croûte.

En 1890, Grove Karl Gilbert, géologue et explorateur éminent de l'Ouest américain, oppose

aux mouvements proprement orogéniques des mouvements du sol bien plus doux et amples,

en forme de gonflements à grand rayon de courbure ou de soulèvements d'échelle

continentale, qu'il qualifie de ce fait d'épeirogéniques, cette épeirogenèse – ou épirogenèse –

produisant en effet les plateaux, les bassins et les continents émergés (en grec, ἥπειρος

signifie terre ferme). Le sens relatif du mouvement vertical peut être positif (correspondant à

une montée) ou négatif. Dans ce dernier cas, lorsque la descente du sol s'accompagne de

sédimentation, on parle de subsidence.

On a souvent souligné qu'il n'y a pas de limite tranchée entre orogenèse et épeirogenèse ; en

effet, les cas intermédiaires sont fréquents. Avec Hans Stille, on réservera le terme

« épeirogénique » aux mouvements – en général lents et longuement poursuivis – qui laissent

intacte la structure du sous-sol, par opposition aux mouvements orogéniques, qui engendrent

de nouvelles structures tectoniques, souvent de façon brusque. Le terme de « tectonique

germanotype » pourra s'appliquer aux cas intermédiaires (par exemple la déformation méso-

cénozoïque du socle hercynien extra-alpin, notamment en Allemagne) : les gondolements

s'accompagnent alors de ruptures et de plissements locaux. Dans l'épeirogenèse proprement

dite, la composante horizontale de la déformation est négligeable.

Puisque ce sont donc essentiellement des mouvements verticaux de la lithosphère qui sont en

jeu ici, on ne peut pas traiter de l'épeirogenèse sans faire allusion au phénomène de l'isostasie,

où il apparaît que la croûte terrestre se comporte comme si elle flottait en équilibre

hydrostatique sur un substratum visqueux. D'emblée, nous aurons à bien distinguer deux types

d'épeirogenèse. Dans un premier type, la cause principale du mouvement vertical est un

déséquilibre isostatique en voie de résolution ; un cas particulièrement instructif est celui de

l'épeirogenèse de délestage […]

B- les différents types de plis

Pli : accident de style souple développé dans un matériau sédimentaire par une tectogenèse en

compression. Il se matérialise par une ondulation de la couverture sédimentaire (anticlinale et

synclinale).

En profil transversal, un pli présente deux charnières, anticlinale et synclinale, à partir

desquelles le pendage change de sens. La distance horizontale entre deux charnières

successives constitue la longueur d'onde du plissement, la distance verticale sa hauteur

relative ou élévation structurale.

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Dans le sens transversal, un pli se caractérise par son axe qui est la bissectrice des deux flancs

de l'anticlinal.

L'orientation de cet axe définit le type de plis :

• si l'axe est vertical et les affleurements symétriques, le pli est droit

• si l'axe est oblique, le pli est déjeté (0-45°), déversé (45-89°) ou couché (90°).

Les plis sont dits droits lorsque le plan axial est vertical. A l'autre extrême (non illustré ici), il

y a les plis couchés, lorsque le plan axial est horizontal. Entre les deux, il y a les plis déjetés et

les plis déversés. Les plis droits résultent de contraintes de compression coaxiales, les plis

déjetés et déversés de contraintes qui ne sont pas coaxiales.

Différents plis

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Roches plissées

Ces couches sédimentaires plissées forment un pli anticlinal. La théorie de la tectonique des plaques explique la

formation des montagnes sous l'action de forces internes. La convergence des plaques crée d'énormes forces de

compression, qui provoquent le plissement des terrains et parfois leur rupture.

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Des variations longitudinales de la hauteur relative de l'axe déterminent des surélévations ou

des ensellements.

En considérant la pente des flancs, on définit des plis symétriques et des plis dissymétriques :

Symétriques : pli droit (les flancs sont symétriques par rapport au plan axial) ; pli

coffré (flancs parallèles et verticaux, le sommet de l'anticlinal est plat, les synclinaux

ont également des fonds plats, en baquet ou en fond de bateau).

Dissymétriques : pli déjeté, déversé, couché. Pli en genou (demi pli coffré)

Amincissement des couches sous le coup des contraintes tectoniques : laminage27

ou

étirement

27

1. réduction considérable ou extrême (de quelque chose) [Remarque d'usage: souvent péjoratif] Exemple : le

laminage des salaires

2. destruction des forces et de la puissance physiques ou morales (de quelqu'un) [Remarque d'usage: souvent

péjoratif] Exemple : le laminage systématique de certains opposants

3. technique réduction uniforme de l'épaisseur et modification de la forme (d'un matériau) par compression

entre deux cylindres parallèles Exemple : transformer du laiton par laminage

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Non disparition des couches : pli étiré

Disparition d'une ou plusieurs couches : pli laminé, pli-faille (à ne pas confondre avec un pli

faillé). On distingue également les plis parallèles (ou isopaques), où l'épaisseur de la couche

reste constante, et les plis anisopaques, où l'épaisseur des couches varie soit que le pli ait été

étiré, soit qu'il ait été comprimé.

Lorsque la rupture affecte le flanc inverse, on parle de chevauchement. Si le chevauchement a

une grande amplitude, il y a charriage. Il se peut que le flanc du pli situé au-dessus de la

surface axiale se détache entièrement et soit entraîné plus loin : on a alors une nappe de

charriage, phénomène fréquent dans les Alpes.

C- Les plissements

En géologie formation de plis des roches de l'écorce terrestre due aux mouvements

tectoniques Exemple : un relief qui a subi un plissement à l'ère tertiaire • les plissements

jurassiens. En géologie ensemble des mouvements tectoniques qui provoquent la formation de

plis des roches de l'écorce terrestre Exemple : l'axe du plissement calédonien. C’est aussi la

flexion28

de roches stratifiées.

La plupart des couches rocheuses qui affleurent dans les carrières et le long des fleuves et des

côtes étaient, à l'origine, des sédiments qui se déposèrent au fil des ères géologiques sous

forme de strates horizontales. Cependant, tels que nous les observons aujourd'hui, non

seulement ces sédiments se sont solidifiés, mais bien souvent ils présentent également une

inclinaison. Si l'affleurement est suffisamment important, il est possible de suivre les couches

jusqu'à des déformations en forme de voûte ou d'auge. Les strates rocheuses ressemblent à

une pile de nappes froissées et présentent une série de déformations, les plis : elles ont subi

des épisodes de plissement.

La plupart des plissements résultent des pressions qui s'exercent sur la croûte terrestre. Les

roches sont si dures et cassantes qu'il est difficile d'imaginer qu'elles puissent subir des

déformations et dessiner des courbes et encore moins s'écouler comme de la pâte dentifrice

(c'est le cas des formations « ptygmatiques » observées dans les roches métamorphiques

profondément remaniées où apparaissent de multiples petits plis très rapprochés, mais sans

régularité dans l'orientation des charnières et des surfaces axiales). Dans les profondeurs de la

croûte terrestre, la chaleur est un facteur essentiel : c'est elle qui transforme les roches

cassantes en matériaux souples et malléables.

D- Les formes structurales élémentaires

1- Les formes dégagées dans les anticlinaux

Mont : relief allongé coïncidant avec une voûte anticlinale

28

Action de courber (quelque chose) ou de se courber Synonyme: fléchissement Exemple : se livrer à de

nombreuses flexions de jambes

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Mont primitif : forme topo calée intégralement sur la structure, c'est-à-dire sur la couche dure

qui termine la série sédimentaire.

Mont atténué : lorsque la RD a été amincie par l'érosion au sommet du mont ou lorsque la

dernière couche sédimentaire était tendre, désormais érodée.

Mont dérivé : mont dégagé par érosion différentielle qui a enlevé une ou plusieurs couches

RD.

Combe29

: dépression évidée dans les couches tendres d'un anticlinal après érosion des

couches dures supérieures. Forme d'inversion du relief. Une combe est encadrée par des crêts

qui se font face. La mise à l'affleurement des couches dures inférieures permet la création d'un

mont dérivé au cœur de la combe : Combe annulaire (avec des crêts qui entourent le mont

dérivé central).

Combe de flanc : combe dissymétrique ouverte dans un pli en genou ou déversé.

Chevrons : petits reliefs monoclinaux présents sur les flancs d'un anticlinal et dégagés dans la

couche dure (en général, alternance couches RD-RT de faible épaisseur). Les ruz les

découpent en triangles dont le sommet est dirigé vers la voûte anticlinale.

Escarpement de chevauchement : relief dissymétrique associé au pli-faille composé d'un flanc

normal en pente plus ou moins forte et d'un abrupt dû au chevauchement.

2- Les formes dégagées dans les synclinaux

Val : dépression topographique en berceau coïncidant avec un fond de synclinal

Val perché : synclinal mis en relief par l'enfoncement des anticlinaux voisins (combes). Il se

trouve en position topographique dominante ("perché"). Le val perché est limité par des crêts

à regards divergents. C'est aussi une forme d'inversion du relief.

3- Les formes de relief jurassien

Dans le Jura et les Préalpes, les formes du relief sont étroitement calquées sur la structure qui

est simple.

Dans le Jura, (fig. 12 op.) où l’érosion n’a pas été très importante, on reconnait les anticlinaux

dans les monts de roche dure et les synclinaux dans les vaux ; des ruz ou torrents attaquent le

flanc des anticlinaux et développent, par érosion régressive, des combes de flanc ou de crête

29

1. Géographie dépression formée dans une couche tendre, dominée par deux escarpements rocheux Exemple :

les combes d'une montagne

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anticlinale. Les combes s’élargissent dans les matériaux tendres sous-jacents, et sont bordées

par des escarpements raides de roches dures ou crêts. Les crêts dessinent une boucle limitant

la combe, et rappellent (dans leur constitution et leur évolution) deux cuestas se faisant face.

Le réseau hydrographique suit les synclinaux, formant des lacs dans les cuvettes, passant d’un

val à un autre par les ensellements des anticlinaux. Il arrive que des plis soient recoupés par

des ruz ; mais le cas le plus fréquent est l’entaille d’un anticlinal par une rivière au cours de

son enfoncement ou par suite du soulèvement de la montagne. Ce passage à travers un pli

s’appelle une cluse. Le réseau hydrographique de type jurassien, constitué de segments

parallèles et de cluses, affecte un dessein en baïonnette (fig. 13 op).

Dans les Préalpes, l’érosion a été plus importante. Les combes anticlinales se sont élargies et

enfoncées rapidement dans les couches tendres épaisses, formant, à la place des monts, des

vallées anticlinales. Entre ces vallées subsistent les fonds de synclinaux de roches dures ; en

forme de canoë, ils sont bordés de crêts qui regardent vers l’extérieur. Comme leur altitude est

plus élevée que celle des vallées anticlinales, on parle de synclinaux perchés (fig. 14 et 15).

Ainsi, aux points hauts de la structure (les anticlinaux) correspondent des vallées, et aux

points bas (les synclinaux) correspondent des reliefs (synclinaux perchés) : on parle

d’inversion du relief par rapport à la structure.

IV- LES FORMES DE RELIEF EN STTRUCTURE FAILLEE

A - Définition

Une faille est un accident de style cassant affectant tous types de roches. Elle consiste en une

cassure accompagnée d'un déplacement relatif des compartiments qu'elle détermine.

Ne pas confondre :

Diaclase (fissure sans déplacement dans une RD en général) quelques cm ou dm

Fracture (cassure sans déplacement) m ou km

Du fait des déplacements des compartiments, la faille se repère par des contacts latéraux

anormaux entre des couches d'âges différents (structure sédimentaire) et par une dénivellation

entre les deux compartiments.

B- Les éléments constitutifs d’une faille

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Compartiments : blocs de part et d'autre de la faille

La faille représentée sur le schéma montre un dénivelé des deux blocs A et B. Le

compartiment B (graben) s’est effondré par rapport au compartiment A (horst).

On peut décrire la faille en utilisant une terminologie adaptée:

- le plan de faille : c’est la surface le long de laquelle les deux compartiments ont glissé, soit à

l’oblique, soit à la verticale. Lorsque ce plan présente une surface régulière résultant du

frottement des deux compartiments, on parle alors d’un miroir de faille.

On peut décrire ce plan de faille en mesurant son inclinaison ou son angle de pendage (en

vert) par rapport à la verticale. On peut aussi mesurer son orientation ( en rouge)

24/04/2009

Certaines orientations de failles sont caractéristiques à un épisode tectonique et indiquent une

période particulière. Par exemple en France, l’orientation Nord-Ouest/ Sud–Est est appelée

orientation varisque et elle caractérise le plissement hercynien qui date de l’ère primaire.

- Le rejet est la distance qui mesure la dénivellation crée entre les deux compartiments par la

faille. On peut aussi décrire et mesurer le rejet de la faille :

* le rejet vertical : c’est la différence d’altitude entre les deux blocs.

* le rejet horizontal latéral: mesure du glissement des blocs l’un conte l’autre.

* le rejet horizontal transversal: mesure l’écartement entre les blocs.

* le rejet stratigraphique: est une composante des trois mouvements différents dans l’espace.

Plan de faille

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On peut aussi définir plusieurs autres éléments de la faille:

- Le rejeu: c’est la réactivation d’une faille ancienne qui présente une seconde dénivellation.

- Le regard: c’est le côté vers lequel est tourné le bord du compartiment soulevé

(caractéristique : orientation).

C- L’âge d’une faille30

Toute faille est plus récente que le plus jeune des terrains qu’elle dénivelle et plus ancienne

que le plus jeune des terrains qui la recouvre. On analyse le rapport de la faille avec les

terrains : elle est toujours postérieure (plus jeune) aux terrains qu'elle affecte et antérieure

(plus ancienne) aux terrains non déformés qui la recouvre éventuellement.

Dans le cas du schéma présenté, après une faille une couche sédimentaire (couleur gris)

s’est formée dans le fossé et a recouvert le bloc surélevé.

30

Source : 24/04/2009 L 1 - Milieux naturels - Leçon 3 Géomorphologie structurale David Lorion.

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Les couches grises et orange sont donc plus récentes que l’âge de la faille. L’âge d’une

faille se détermine en fonction des couches qu’elle dénivelle.

D- Origine de la faille

La faille, en géologie, est une ligne de cassure le long de laquelle un compartiment de roche,

ou une section de la croûte terrestre, a été déplacé par rapport au compartiment voisin. Le

mouvement responsable de cette dislocation peut être vertical ou horizontal, ou les deux à la

fois. En effet, la faille résulte soit d’une contrainte de compression, soit d’une contrainte de

tension. Les contraintes de compression produisent des failles inverses (plan de faille abrupte)

ou de chevauchement (plan de faille près de l'horizontale). Dans ces deux cas, le toit monte

par rapport au mur. Les contraintes de tension produisent des failles normales et listriques; le

toit descend par rapport au mur. Les failles de décrochement (ou de coulissage) constituent un

cas particulier; elles se produisent par le déplacement de deux compartiments l'un par rapport

à l'autre dans un plan horizontal. On les retrouve en régimes compressifs ou extensifs.

La formation des failles est donc souvent associée aux frontières des plaques qui coulissent

les unes contre les autres — la faille de San Andreas, par exemple au nord de San Francisco

— et aux zones de distension des continents — la Rift Valley, dans l’est de l’Afrique.

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Dans les massifs montagneux dont la surrection résulte du jeu des failles, l’ampleur du

déplacement (le rejet) se compte parfois en milliers de mètres ; cette valeur traduit les effets

cumulés de mouvements lents et imperceptibles plutôt qu’un soulèvement brutal. Cependant,

lorsque le mouvement d’une faille est soudain et abrupt, il peut générer un grave séisme et

même fissurer la surface de la Terre, créant une forme de relief nommée escarpement de

faille. Pendant des millions d’années, le mouvement horizontal le long de la faille de San

Andreas a déplacé une partie des chaînes côtières californiennes vers le nord-ouest, par

rapport au reste de cette région, et a déclenché de puissants tremblements de terre, comme

celui qui a ravagé San Francisco en 1906. Des failles majeures comme celle de San Andreas,

à la frontière de deux plaques adjacentes de la croûte terrestre (voir tectonique des plaques),

sont activées par les forces qui provoquent la dérive des continents. Les mouvements qui font

jouer les failles de dimensions moindres, plus localisées, résultent de contraintes travaillant en

distension ou en compression : tous ces mouvements sont à l’origine de la formation des

chaînes de montagnes.

E- Les types de faille

1/ Les déplacements horizontaux.

Si les deux compartiments ont coulissé horizontalement l’un contre l’autre, on parle d’un

décrochement31

. On peut distinguer deux cas:

- Décrochement dextre: c’est un décrochement vers la droite.

- Décrochement sénestre: c’est un décrochement vers la gauche.

2/ Les déplacements verticaux

Définition d'une faille en fonction du plan de faille :

Si les deux compartiments ont coulissé verticalement l’un contre l’autre, on parle d’une faille.

On peut distinguer deux cas:

31

En géologie intervalle séparant deux terrains qui présentent une différence de niveau Exemple : décrochement

latéral

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- Faille normale: correspond à un mouvement d’extension dans l’espace entre les deux blocs

et de l’effondrement d’un bloc par rapport à un autre. Plan de faille incliné vers le bloc

affaissé (détente). Le regard est à l’Ouest (vers la gauche).

- Faille inverse: correspond à un mouvement de compression ou de rapprochement entre deux

blocs avec un rejet vertical pour l’un des deux blocs. Plan de faille qui surplombe le bloc

affaissé (compression) = faille chevauchante. Le regard est vers l’Est (vers la droite).

Définition d'une faille en fonction du pendage (structure sédimentaire) :

Les failles peuvent aussi être classées en fonction de la position du plan de faille par rapport

au pendage. On peut distinguer deux cas:

- Les failles contraires sont celles qui présentent une opposition entre le pendage des strates

géologiques et le plan de faille. L'inclinaison du plan de faille est orientée inversement au sens

de celui des couches.

- Les failles conformes sont celles qui présentent une continuité entre les pendages des

couches géologiques et le plan de faille. L'inclinaison du plan de faille est orientée dans le

même sens que celui des couches.

3/ Les associations de faille

Lorsque, dans une région donnée, on rencontre des failles multiples, on parle de :

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plusieurs directions sur un

même espace (si les directions se recoupent).

la même direction dans un secteur

donné (si les directions sont identiques (failles parallèles ou subparallèles)).

Par exemple: Sur la bordure orientale des Vosges, un ensemble de horsts et de grabens qui

regardent le fossé rhénan constitue les collines sous vosgiennes dont l’orientation principale

est sud nord.

F- L’évolution des escarpements de faille

1- Des escarpements de faille originels (reculé et atténué, puis nivelé) aux escarpements de

ligne de faille (inversé, rajeuni, fossilisé et exhumé)

Le jeu des failles se répercutent sur le relief de deux façons différentes:

- le talus ou l’escarpement qui sont créés par les failles avec les blocs soulevés et les blocs

affaissés. Lorsque la faille est directement à l’origine du relief, on parle d’escarpement de

faille originel.

- le travail de l’érosion va modifier les dénivellations des failles où parfois même les faire

disparaître. Il ne reste plus parfois que l’emplacement de l’ancienne faille mais avec un relief

qui est du à l’érosion et non plus seulement à la tectonique. Dans ce cas on parle d’un

escarpement de ligne de faille.

L’escarpement de faille originel ne tarde pas à reculer ; à s’atténuer (fig. 19 op), puis à être

nivelé : la structure reste faillée, mais il n’y a plus de dénivellation topographiques entre les

deux blocs (fig. 20 op. p. 110).

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Les escarpements de ligne de faille sont dus à une longue évolution, où l’érosion aboutit à

récréer un escarpement le long d’un plan de faille, sans nouveau mouvement tectonique ; ce

n’est plus un escarpement originel, mais un escarpement inversé (fig. 21 p. 110) ou rajeuni

(fig. 22 p. 1100 op) s’il a été recouvert par des dépôts, puis mis à jour à nouveau, on dit qu’il

a été fossilisé, puis exhumé.

2- Le relief de faille et son évolution

Comment la faille se traduit-elle dans le relief ?

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soit elle n'apparaît pas

soit elle engendre un relief.

2.1. - Absence d'escarpement

La suppression du talus peut s'expliquer de deux façons :

la faille est masquée par des dépôts au fur et à mesure de sa formation et le bloc

affaissé se trouve remblayé jusqu'au sommet du bloc soulevé = fossilisation.

Le bloc soulevé est érodé plus rapidement que le bloc affaissé et est progressivement

amené à la même altitude que ce compartiment affaissé = nivellement (stade ultime de

l'évolution théorique d'un escarpement).

2.2. - Les reliefs de faille avec escarpement

CONCLUSION

C'est l'ensemble des déformations qui affectent la croûte qui est responsable des différents

reliefs que l'on peut y observer. La répartition de ces déformations provient de l'activité

profonde du globe et a permis de mieux comprendre l'origine des grands ensembles

géologiques au rang desquels les reliefs volcaniques.