BOUCLIER (géomorphologie)


BOUCLIER (géomorphologie)
BOUCLIER (géomorphologie)

Vaste unité géomorphologique présentant une topographie de plaines et de plateaux, un bouclier se caractérise par la prépondérance de vestiges de surfaces d’aplanissement qu’accidentent, localement, des formes structurales développées dans les socles ou liées à l’existence de témoins de couvertures sédimentaires.

Les boucliers constituent la majeure partie de la surface des continents. Ils se répartissent en deux grands ensembles situés aux hautes et basses latitudes. Celui des hautes latitudes comprend les boucliers fenno-scandien, russo-sibérien, canadien et de l’Antarctique. Aux latitudes tropicales et subtropicales on rencontre ceux de l’Afrique, de Madagascar, de l’Arabie, du Dekkan, de l’Australie, de l’Amérique du Sud. Ce dernier ensemble, le plus étendu, représente des éléments hérités d’un très vaste continent qui a subsisté jusqu’à la fin de l’ère primaire, le continent dit de Gondwana, nom tiré d’une région du Dekkan habitée par les Gonds.

1. Données structurales

La structure des boucliers associe à des socles précambriens, vieux de plus de 3,5 milliards d’années, des vestiges plus ou moins importants de couvertures sédimentaires d’âges divers, ce qui correspond aux plates-formes des géologues, ceux-ci réservant le terme de bouclier aux vastes affleurements précambriens.

Les socles précambriens

Les socles précambriens se caractérisent par un matériel rocheux essentiellement cristallin d’origine magmatique et métamorphique. Les schistes y occupent une place importante, à côté des granites, des gneiss et des quartzites, mais aussi d’ensembles de roches basiques, telles les anorthosites et les charnockites. Leur agencement résulte d’une évolution qui s’étale sur une durée supérieure à 3 milliards d’années, pendant laquelle se succèdent des cycles orogéniques comportant chacun une période de sédimentation, l’édification d’une chaîne de plissement, puis sa destruction lors d’une longue phase d’érosion. La complexité des structures résultantes tient à la superposition des tectoniques successives, ainsi qu’à une érosion prolongée qui ne laisse subsister que les racines des édifices montagneux, elles-mêmes recristallisées et pénétrées par des intrusions de roches éruptives à plusieurs reprises. Par ailleurs, de grands accidents développés lors des différentes orogenèses ont souvent rompu la continuité de ces structures, rendant délicate toute corrélation. En définitive, les socles précambriens sont constitués de fragments difficiles à déchiffrer. Leurs éléments les plus récents, relativement les moins perturbés, présentent des structures appalachiennes typiques, qui opposent généralement des bandes de schistes et des bandes de quartzites. À titre d’exemples, on citera celles qui correspondent aux séries de l’Atakorien en Afrique de l’Ouest, de l’Amsaga au Sahara mauritanien, de l’Aravallien au nord-ouest de l’Inde, et de Ramah au Labrador. Ces dernières décennies, la possibilité d’obtenir des datations radiométriques des roches de ces vieux socles a grandement facilité leur analyse structurale.

Les couvertures sédimentaires

Sur ces socles reposent en discordance des couvertures sédimentaires originales, principalement primaires. Elles présentent, en général, des faciès détritiques et continentaux liés à une longue émersion, illustrés par des séries gréseuses et conglomératiques: les plus puissantes caractérisent les socles des basses latitudes. On connaît, par exemple, le complexe sédimentaire gréseux du Karoo en Afrique du Sud, les grès de Botucatu du Brésil et ceux du Dekkan, les tillites et les conglomérats glaciaires africains et sud-américains. Les formations marines d’âge secondaire, calcaires, marneuses ou argileuses, restent peu épaisses et localisées.

Dans l’ensemble, les couvertures des socles des hautes latitudes sont moins remarquables. Les séries gréseuses continentales du Primaire y apparaissent beaucoup moins développées par rapport aux formations marines secondaires et tertiaires. Aussi restent-elles généralement minces. Cependant, celle qui recouvre en discordance la marge occidentale du bouclier canadien montre d’épaisses séries de calcaires primaires et, surtout, des grès du Crétacé. En revanche, à l’ouest du bouclier russo-sibérien, il s’agit seulement de quelque 150 mètres de marno-calcaires du Carbonifère, puis d’argiles et de sables du Jurassique et du Crétacé.

Toutes ces formations sédimentaires, comme les éventuels recouvrements volcaniques, ont enregistré les effets de déformations à très grands rayons de courbure qui caractérisent les unités structurales rigides, parce que fortement indurées. Il en résulte une différenciation des socles en bombements définissant les boucliers, et en affaissements délimitant les bassins sédimentaires.

La fracturation et le volcanisme

Aux bombements et aux affaissements s’ajoute une fracturation typique affectant les socles comme les couvertures sédimentaires discordantes. Elle se manifeste, localement, par l’existence d’accidents grandioses, systèmes de failles ou de flexures, qui peuvent se développer sur des milliers de kilomètres et provoquer des rejets de plusieurs milliers de mètres. De toute évidence d’origine ancienne, ils ont rejoué par intermittence, jusqu’aux époques récentes, certains d’entre eux paraissant encore actifs. Parmi les plus importants, il faut citer ceux qui limitent les socles au-dessus des océans, le long du Brésil oriental, de l’Afrique du Sud, de Madagascar, de l’Arabie et du Dekkan, par exemple. Mais, à l’intérieur même des masses continentales, ils déterminent aussi de grandes déchirures – les rifts – jalonnées par des alignements de fossés et de lacs. Les plus célèbres sont en Afrique équatoriale, au Cameroun et, surtout, en Afrique centrale et orientale, avec la Rift Valley. On trouve des accidents comparables dans le secteur du lac Baïkal et de Zaïsan (Kazakhstan).

Des manifestations volcaniques originales accompagnent généralement cette fracturation, du Secondaire au Quaternaire récent. Il s’agit souvent d’éruptions fissurales ou effusives, qui ont pu enfouir les socles précambriens sous des épanchements de 1 000 à plus de 2 000 mètres de basaltes ou de dolérites. Ces trapps , étalés sur des milliers de kilomètres carrés, caractérisent la Guinée, l’Afrique du Sud, Madagascar et le Dekkan, notamment. Avec eux se combinent, localement, des protrusions de phonolite et de trachyte (Hoggar), et des cônes de types divers (Kilimandjaro, mont Cameroun).

2. Caractéristiques du relief

À ces données structurales, somme toute variées, correspond un relief caractérisé par trois ensembles fondamentaux de formes: surfaces d’aplanissement à reliefs résiduels; formes structurales liées aux couvertures sédimentaires; escarpements de failles et formes volcaniques.

Surfaces d’aplanissement à reliefs résiduels

L’énorme extension des surfaces d’aplanissement, souvent sur des millions de kilomètres carrés, constitue le trait dominant du relief de tous les boucliers. Elle s’exprime dans la prépondérance de plaines et de plateaux qui recoupent indifféremment tous les éléments structuraux des socles cristallins. Il faut y voir le résultat d’une très longue érosion, essentiellement subaérienne, mais aussi d’une tectonique caractérisée par des déformations à très grands rayons de courbure, peu susceptible de perturber de façon décisive l’évolution du relief.

Dans les boucliers des basses latitudes notamment, des surfaces d’aplanissement étagées, plus ou moins déformées, peuvent se succéder en gigantesques marches d’escalier. Des talus de quelques dizaines à 200 ou 300 mètres de hauteur les séparent, entaillés par d’impressionnantes gorges et précédés de buttes témoins grandioses. En Afrique du Sud, par exemple, Lester Charles King différencie des vestiges des surfaces du Gondwana (Jurassique) et du Post-Gondwana (Crétacé inférieur), au-dessus d’une surface africaine (Éogène) constituant l’essentiel du relief actuel. Des éléments d’une surface post-africaine (Fini-Tertiaire) s’y inscrivent parfois, eux-mêmes pénétrés en doigts de gant par des vallées plus récentes. Des recherches similaires ont reconnu des étagements comparables en d’autres secteurs du bouclier africain (Afrique de l’Ouest et de l’Est), à Madagascar, au Dekkan et dans le Brésil du Nord-Est.

Mais il est d’autres boucliers, en particulier dans les hautes latitudes, qui n’offrent guère de tels étagements. De ce fait, ils se signalent par les horizons les plus démesurés et les plus monotones. Leur relief dérive de surfaces précambriennes exhumées de leurs couvertures sédimentaires, et simplement retouchées selon des plans peu différents par les érosions postérieures. La rareté, sinon l’absence de dépôts, rend l’analyse morphologique de ces boucliers particulièrement délicate. Sur leurs marges, au contact avec les bassins de sédimentation, des témoins imbriqués de couvertures sédimentaires successives permettent parfois de reconnaître les facettes d’âge différent qui composent des surfaces polygéniques . Au-delà, les boucliers s’identifient à des surfaces de regradation lentement ajustées aux conditions momentanées de la morphogenèse.

Cependant, l’étonnante planitude des boucliers ne manque pas d’être perturbée par des reliefs parfois étranges, qui se dressent çà et là, simples chicots rocheux ou véritables montagnes de plusieurs centaines de mètres de hauteur. Très souvent, il s’agit de reliefs structuraux résiduels ayant survécu aux vagues d’érosion successives en raison de la résistance, tant aux actions mécaniques qu’aux altérations biochimiques, des roches qui les constituent. Dans le cas des structures appalachiennes, ce sont les quartzites qui déterminent ces alignements plus ou moins continus de crêtes ou de simples collines, par rapport à des couloirs développés dans des schistes. On citera la chaîne de l’Atakora (641 m) au Togo et au Bénin, celle de Sfariat et de la Koudia Idjil en Mauritanie occidentale, les monts Aravalli (1 722 m) au nord-ouest de l’Inde et le mont Quartzite (1 160 m) au Labrador.

Les modelés de toutes ces formes de relief fournissent un critère supplémentaire de différenciation des boucliers selon leur situation géographique. Dans les régions tropicales humides, ce sont des pains de sucre et des mornes (Antilles), aux versants raides et nus, qui dominent des plaines forestières découpées en multiples collines aux versants convexes, dont le substratum rocheux est masqué par un puissant manteau de latosol. Des vallées humides à fonds plats, parfois accompagnées de terrasses, s’y insinuent.

Les marges steppiques ou savaniennes, plus ou moins arides, offrent des surfaces d’aplanissement modelées en pédiplaines rocheuses d’une remarquable régularité, brusquement surmontées par des inselbergs . Ils s’agit, pour l’essentiel, d’un héritage de phases morphogéniques quaternaires moins sèches, identifiables grâce à toute une gamme de formations superficielles, vernis désertiques, croûtes et encroûtements calcaires, cuirasses ferrugineuses..., souvent dissociées en regs.

Aux hautes latitudes, le modelé des boucliers conserve parallèlement les traces de l’activité des grands inlandsis du Quaternaire. Des monadnocks s’y dressent au-dessus des fjells façonnés en bosses et en creux par l’écoulement glaciaire. Aux espaces de roches moutonnées et de toundra se combinent les tourbières, et d’innombrables lacs se déversent les uns dans les autres. Des restes peu épais et discontinus de moraines de fond accentuent encore l’aspect anarchique du paysage, avec des champs de drumlins auxquels s’ajoutent des alignements d’oesar . Là encore les retouches postérieures à la déglaciation apparaissent bien minimes, la réorganisation de l’écoulement en réseaux hydrographiques restant elle-même en cours.

Reliefs structuraux liés aux couvertures sédimentaires

Des formes structurales développées dans les couvertures sédimentaires apportent un autre élément de différenciation du relief des boucliers. Elles se localisent en fonction de la répartition de leurs témoins, et surtout dans les régions marginales, où les socles entrent en contact avec les bassins de sédimentation.

Parmi ces formes, il convient de signaler d’abord des plateaux structuraux définis par les affleurements de grès continentaux et parfois de calcaires. Leur allure tabulaire renforce encore la planitude générale du relief. Les plus remarquables se situent dans les régions sèches, telles les hamadas pierreuses de l’Afrique subtropicale et les chapadas du Nord-Est brésilien. Il arrive, cependant, que les plateaux sédimentaires représentent des aplanissements recoupant des séries légèrement déformées.

Les rebords de ces plateaux donnent lieu à des reliefs beaucoup plus remarquables. Il s’agit de talus grandioses, de 100 à 500 ou 600 mètres de commandement, développés sur plusieurs centaines de kilomètres, sinon plus d’un millier, et précédés de rares buttes témoins monumentales. Ce sont ces reliefs qu’on a si malencontreusement appelés «falaises» en Afrique occidentale, et très souvent assimilés de manière abusive à des cuestas. D’une façon générale, en effet, on a affaire à des glints délimitant des tables de grès ou de calcaires horizontales, ou à des pseudo-cuestas définies par de puissantes couvertures gréseuses à peine basculées, en discordance sur des socles cristallins. Les plus grandioses sont déterminées par les grès continentaux, souvent quartzitiques, des boucliers des basses latitudes. On citera, en Afrique, les pseudo-cuestas des grès primaires de Bandiagara (Mali), du plateau mandingue (Bamako), du tassili d’Amguid (Sahara algérien), et au Brésil, celles des grès primaires de Curitiba (Paraná), de la chapada de Guimaraes (Mato Grosso) et celles des grès crétacés du Nordeste. De telles formes sont moins fréquentes et souvent plus modestes dans les boucliers des hautes latitudes, en raison des caractères moins favorables de leurs couvertures sédimentaires. On connaît, cependant, le glint des pays baltes ou contact du socle et de la plate-forme russes. De même, à l’ouest du bouclier canadien, se dressent de puissants reliefs dus à des calcaires primaires et, surtout, à des grès du Crétacé.

Escarpements de failles et reliefs volcaniques

Les escarpements de failles, et les reliefs volcaniques qui accompagnent les accidents les plus importants, contribuent également à la diversification du paysage morphologique des boucliers.

On sait la multiplicité des cassures dans les socles rigides. Mais cette intense fracturation ne se manifeste pas toujours dans le relief. Nombre d’accidents, du fait de leur ancienneté, s’ils n’ont pas rejoué, ou de leur importance minime, apparaissent oblitérés par les surfaces d’aplanissement et non rajeunis par l’érosion différentielle. D’autres ne se traduisent que dans l’aspect étrangement géométrique des tracés de l’hydrographie, en raison de l’attraction exercée sur les écoulements par ces lignes de faiblesse.

En revanche, les accidents majeurs, plus dynamiques, déterminent localement de puissants ensembles montagneux aux crêtes correspondant à des escarpements de faille complexes. De hauts reliefs couronnés par d’imposants volcans, tel le Kilimandjaro (5 895 m), dominent ainsi les chapelets de lacs enchâssés dans les fossés tectoniques de l’Est africain. Le lac Tanganyika, situé à 1 500 mètres d’altitude, est surplombé par des reliefs de 1 500 à 2 000 mètres sur ses deux rives.

Avec les grandes fractures, on voit se multiplier les manifestations du volcanisme dans le relief. Les plus originales dérivent de l’épandage des trapps sur les surfaces d’aplanissement. Ils déterminent de vastes plateaux structuraux, plus ou moins découpés en tables et en buttes témoins, telles celles du Dekkan, de l’Afrique du Sud (Drakensberg), de la Guinée ou du Brésil (Paraná). À la suite de faibles déformations tectoniques, certaines peuvent définir des pseudo-cuestas comparables à celles qui sont dues aux couvertures sédimentaires.

Ces formes tabulaires se combinent parfois à celles qui ont été engendrées par des manifestations explosives. Un des exemples les plus remarquables d’un complexe de formes volcaniques de bouclier est fourni par le massif de l’Atakor, au cœur même du Hoggar (Sahara central), où les manifestations volcaniques se sont succédé depuis la fin du Crétacé jusqu’au Quaternaire récent. Au-dessus de hamadas basaltiques, liées au morcellement par l’érosion de trapps relativement minces (de 200 à 250 m d’épaisseur au maximum) portés à plus de 2 000 mètres d’altitude, se développe une véritable forêt de plusieurs centaines de protrusions de phonolite et de trachyte, aux formes étranges en aiguilles, pitons, bulbes et coupoles (Assekrem). Puis, un volcanisme tardif a ajouté à cet ensemble des cônes de projections de type strombolien, d’où s’échappent des coulées de vallées ou de plateaux de laves fluides.

Bourrelets marginaux

Les bordures montagneuses qui caractérisent les boucliers à leur contact avec les océans sont une autre expression remarquable de grands accidents tectoniques. Parmi ces bourrelets marginaux , l’un des plus imposants souligne la marge orientale de l’Afrique australe du Cap au Limpopo. Depuis le plateau du Basutoland et le Grand Escarpement (3 299 m), le relief s’abaisse lentement vers le littoral, avant de s’effondrer sous le canal de Mozambique par une série de gradins de failles disloquant la marge continentale. Des vestiges étagés de trois ou quatre aplanissements, développés sur des centaines de kilomètres de longueur et sur 300 à 400 mètres de largeur, s’inscrivent dans le bourrelet montagneux. Un dispositif comparable, quoique moins grandiose, jalonne la façade atlantique de la Namibie et l’Angola jusqu’à l’embouchure du Congo.

On retrouve des reliefs comparables avec les serras littorales du Brésil oriental, la serra de Mantiqueira et la serra do Mar (1 880 m), aux crêtes émoussées et aux pains de sucre dénudés émergeant de la grande forêt qui drape les versants. Le vigoureux bourrelet (3 760 m) qui surplombe la mer Rouge au sud-est de la péninsule arabique, celui qui souligne la façade orientale de Madagascar (2 880 m), et les Gh ts (2 695 m) du Dekkan occidental prouvent le caractère général de cet aspect du relief des boucliers aux basses latitudes. Ceux des hautes latitudes en offrent également de beaux exemples, tels les Alpes scandinaves (2 740 m), en marge du bouclier fenno-scandien, la chaîne du mont Torngat (1 600 m), associée à celui du Labrador, et le haut rebord montagneux dressé à 3 700 mètres au-dessus de la côte orientale du Groenland.

Tous ces bourrelets présentent des caractéristiques morphologiques fondamentales comparables. Chacun d’eux correspond à un soulèvement dont l’axe se situe en deçà de la côte. Vers l’océan, la retombée s’effectue par un escalier de gradins de failles disloquant la marge continentale. Au total, on a affaire à une déformation dissymétrique assimilable à une vaste flexure dont la retombée vers l’océan est disloquée en une série de horsts.

En définitive, le relief des boucliers semble devoir sa réputation de monotonie, moins à une absence de diversité des formes qu’à leur dispersion sur d’immenses espaces correspondant à des surfaces d’aplanissement successives. Il semble que cette diversification relative caractérise beaucoup plus les boucliers des basses latitudes que ceux des latitudes élevées.

3. Genèse du relief

Le relief des boucliers résulte d’une longue évolution, car ils représentent les masses continentales les plus anciennes du globe terrestre. Nombre de ces vicissitudes demeurent obscures en raison de la disparition quasi totale des éléments qui permettraient de les reconstituer.

Élaboration des socles précambriens

La période la plus lointaine, et aussi la plus longue, correspond à l’élaboration des socles précambriens. Elle reste encore la moins connue. Son étude relève essentiellement de la géologie.

Ainsi les pétrographes ont mis en évidence la succession d’au moins quatre orogenèses antérieures à l’ère primaire. Accompagnées d’intenses phénomènes de granitisation et de métamorphisme, elles érigèrent de puissantes chaînes montagneuses, en partie comparables sans doute à celles du cycle alpin, simultanément réduites par l’érosion à l’état de surfaces d’aplanissement plus ou moins parfaites. On sait, par exemple, que la série sédimentaire de Vindya, au Dekkan, fossilise un relief différencié développé dans la série plissée aravallienne. Mais on ignore tout des conditions bioclimatiques qui ont présidé à l’élaboration de ces surfaces, faute de dépôts corrélatifs. La dernière d’entre elles, qui intéresse le géomorphologue, parce qu’il en subsiste parfois des vestiges exhumés dans le relief actuel des boucliers, est dite précambrienne, repérable localement en marge des témoins des couvertures primaires.

À la fin de la longue période antécambrienne, les boucliers offrent donc l’aspect de vastes plaines, à peine accidentées par des reliefs résiduels, offrant par endroits un caractère appalachien. Elles correspondent, alors, à une ultime surface d’aplanissement développée aux dépens de socles déjà indurés et usés jusqu’aux racines des orogènes successifs.

Genèse des formes du relief actuel

Le début de l’ère primaire inaugure la période fondamentale pour la compréhension du relief des boucliers. Jusqu’à la fin des temps tertiaires, leur morphogenèse se caractérise par une succession de fossilisations et d’exhumations partielles. Elle s’exprime par une alternance du dépôt de couvertures sédimentaires et de l’activité de l’érosion. Des déformations tectoniques, qui se manifestent dès avant le terme de l’Antécambrien, rythment cette alternance, sous la forme de bombements et de subsidences accompagnés de fracturations et d’épanchements volcaniques locaux. Depuis la fin du Crétacé et pendant tout le Tertiaire, elles se multiplient et s’intensifient en fonction du déroulement de l’orogenèse alpine. En même temps, les amples migrations de centres de soulèvement et de subsidence provoquent celles des aires d’érosion et de sédimentation. Ainsi des surfaces d’aplanissement nouvelles s’élaborent dans les régions soulevées, parfois aux dépens de couvertures sédimentaires antérieures et surtout dans les socles exhumés, alors que les produits de l’ablation continentale s’accumulent généralement en puissantes masses gréseuses dans les cuvettes intermédiaires. Dans les socles les plus stables, aux hautes latitudes et dans la partie septentrionale de l’Afrique notamment, l’érosion se borne à «regrader» plus ou moins les surfaces antérieures. Dans les socles plus dynamiques, tels ceux du Gondwana, l’intensité et la discontinuité du soulèvement provoquent l’étagement des surfaces successives, au Jurassique, au Crétacé et au Tertiaire. Ces substitutions, d’autant plus partielles qu’on se rapproche de notre époque, laissent souvent des témoins des niveaux antérieurs qui s’ajoutent aux reliefs résiduels des socles, aux plateaux et aux buttes déterminés par les vestiges des couvertures sédimentaires, pour diversifier le paysage. Avec les derniers, des glints ou des pseudocuestas témoignent de la grande résistance offerte à l’érosion par les grès souvent silicifiés, alors que le cristallin des socles apparaît plus vulnérable. Le caractère hérité de toutes ces formes structurales, comme leur appartenance à des générations de reliefs différentes, n’est pas moins remarquable, car il s’agit de très vieux reliefs plus ou moins retouchés depuis leur dégagement. Ainsi les inselbergs du Nord-Cameroun existaient déjà au Crétacé, les tassilis du Hoggar remontent au moins à la même époque, avec leurs dépressions orthoclinales encore, en partie, fossilisées par des sédiments crétacés, alors que celle de la pseudo-cuesta de Bandiagara reste encombrée par des dépôts néogènes.

Mais on ne possède guère de données précises sur les conditions bioclimatiques qui ont présidé à l’élaboration de tous ces reliefs, l’abrasion marine de mers transgressives peu profondes n’ayant pu avoir, par ailleurs, qu’un rôle très local et très épisodique dans le façonnement de certaines surfaces d’aplanissement. Les dépôts continentaux significatifs, trop vulnérables, manquent, balayés par les érosions successives. Des tillites et des conglomérats glaciaires dans le Cambrien (Guinée), le Permo-Carbonifère (Dekkan, Brésil), le Permien (Afrique du Sud, Congo) prouvent, cependant, l’intervention d’inlandsis primaires dans le façonnement des socles gondwaniens. Des restes d’altérites repérés sur les boucliers démontrent aussi le caractère général de leur évolution sous des climats chauds, au Tertiaire. À la fin de cette période, l’élaboration partielle d’une ultime surface d’aplanissement, au Néogène, constitue un épisode important de la genèse de leur relief.

La surrection des bourrelets marginaux est aussi un événement majeur dans cette genèse, à l’évidence en liaison avec l’ouverture des océans. Dans le cas du bourrelet arabique, la relation avec la déchirure du rift intracontinental de la mer Rouge au Mio-Pliocène est incontestable. À ce type juvénile, relativement simple, s’opposent des types plus complexes parvenus à un stade d’évolution avancé, en raison de leur histoire beaucoup plus longue. Ainsi, à l’ouverture des océans Atlantique et Indien, déjà engagée dès la fin du Crétacé, correspondent les bourrelets plus amples et plus diversifiés de l’Afrique australe, du Brésil oriental et du Dekkan occidental. De part et d’autre de l’Atlantique nord, les bourrelets scandinave, labradorien et groenlandais représentent un stade intermédiaire, par suite d’un décalage de leur soulèvement avec l’ouverture océanique. Néanmoins, l’affirmation de la plupart de ces bourrelets se situe au Néogène.

Plusieurs hypothèses sont proposées pour expliquer la genèse des bourrelets. Ce phénomène relevant incontestablement de la géodynamique interne, il convient d’accorder la priorité à celles des géophysiciens. Dans le cadre de la tectonique des plaques, il s’agit du comportement original d’une marge continentale passive. Certains y voient une boursouflure thermique engendrée par un flux de chaleur originaire de points chauds voisins. À la conduction, d’autres préfèrent l’advection, correspondant à un transfert de matière chaude du manteau océanique. De leur côté, les géomorphologues s’appuient sur le caractère saccadé du soulèvement manifesté par des aplanissements étagés, pour invoquer des répits tectoniques favorables à l’érosion. À partir d’un certain seuil, l’allégement de la bordure continentale résultant de la décharge détritique provoquerait une reprise du soulèvement, en liaison avec un réajustement isostatique. C’est sans doute sous cette forme qu’on peut concevoir une participation de la morphogenèse à l’élaboration des bourrelets marginaux.

Évolution des modelés au Quaternaire

Cette dernière période de l’évolution du relief des boucliers se caractérise d’abord par sa relative brièveté. En fait, on estime sa durée entre 1,5 et 3 millions d’années seulement, alors que celle des trois ères géologiques antérieures en compte quelque 600 millions, et l’Antécambrien au moins 3,5 milliards. Mais son originalité tient aussi à la différenciation bioclimatique du globe qui s’affirme au cours du Villafranchien, et qui répartit les boucliers dans des domaines bioclimatiques différents selon leur localisation. Dans ces conditions, leur évolution en fonction de l’activité de systèmes morphogéniques très divers devait conférer à leur relief des modelés originaux, et leur ajouter simultanément des formes de détail particulières.

Dans le domaine tropical forestier, les processus morphogéniques façonnent des collines à versants convexes, parfois en «demi-oranges», aux dépens de plaines empâtées par des sols ferrallitiques dus à l’altération biochimique intense, tandis que les pains de sucre aux versants raides restent nus. D’autres systèmes morphogéniques opèrent dans les régions de steppes et de savanes plus ou moins marquées par l’aridité. Les inselbergs, aux flancs exfoliés par des actions mécaniques (thermoclastie?), et les pseudo-cuestas dominent des pédiplaines ou des glacis rocheux, parsemés par la pierraille des regs et à peine entaillés par les crues des oueds ou des ruissellements diffus. Aux hautes latitudes enfin, les inlandsis quaternaires décapent les boucliers de leurs manteaux d’altérites hérités du Tertiaire, polissent les bosses rocheuses et creusent des cuvettes dans le cristallin profondément ameubli par la crypto-décomposition antérieure. Avec leur retrait, les constructions liées aux moraines de fond, et celles qui ont été édifiées par les eaux de fusion, augmentent encore la richesse du modelé.

En réalité, cette évolution ne s’effectue pas de façon linéaire. De nombreuses fluctuations climatiques accompagnent les profonds changements intervenus dans ce domaine du Tertiaire au Quaternaire. Cette instabilité, cause de modifications limitées dans les combinaisons de processus morphogéniques, se traduit dans le relief par des étagements ou les emboîtements de terrasses et de glacis morts, soulignés très souvent par des formations superficielles héritées, tels les vernis désertiques et, surtout, les croûtes ou encroûtements calcaires et gypseux, ou des cuirasses ferrugineuses selon les régions. Encore faut-il ajouter aux effets de cette instabilité les perturbations provoquées, le cas échéant, par de lentes déformations liées à la néotectonique, ou, dans les hautes latitudes, par les mouvements isostatiques dus à l’alternance des charges et décharges glaciaires successives.

Ainsi, cette livrée conférée au relief par l’érosion quaternaire a-t-elle contribué à diversifier le relief des boucliers, accentuant encore les différences qui opposent en ce domaine ceux des hautes et des basses latitudes.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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