par Olivier COULON, février-mars 2006 (n°335-336 - Palais de la ...

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Les chaînes
de montagnes
Un déséquilibre
permanent
OLIVIER COULON
Médiateur scientifique au département
des sciences de la Terre
du Palais de la découverte
FIGURE 1
Plougrescant (lieu-dit du gouffre)
dans les côtes d'Armor.
Ce paysage de Bretagne n'évoque
guère un massif montagneux
et pourtant… Ces roches granitiques
se sont formées il y a 500 millions
d'années à la fin de l'élaboration
d'un vaste relief aujourd'hui totalement
disparu ! © E. Lambert.
Associe-t-on spontanément montagne
et déséquilibre Certes, on pense à des
phénomènes superficiels tels que chute
de pierres ou avalanches ou la sensation
personnelle de vertige, mais généralement
le spectacle majestueux de ces imposants
reliefs évoque plutôt une rassurante
stabilité. Et pourtant tout est question
d'échelle ! En réalité, il vaut mieux aller
en Bretagne que dans les Alpes pour
découvrir ce qu'est le serein équilibre
d'une montagne (fig. 1)…

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FIGURE 2
Cordillère des Andes
péruviennes.
Depuis l'altiplano,
plateau situé à près
de 4 000 m d'altitude,
on observe au loin
les massifs de la
cordillère orientale
(cordillère blanche).
© E. Lambert.
Notre vie d'Homme paraît bien ridicule
comparée à celle des chaînes de montagnes
qui mettent quelques dizaines de
millions d'années à s'élaborer et plus
encore à disparaître. Dès lors, nous ne
parvenons pas à percevoir qu'elles possèdent
une histoire pleine de rebondissements qui
passe par des stades successifs d'équilibres
relatifs et temporaires.
Pour comprendre ce curieux paradoxe, prenons
l'histoire depuis le commencement. Le
déséquilibre thermique profond du globe (se
reporter à l'encadré À l'origine, un déséquilibre
thermique profond) est à l'origine de la disparition
progressive de certaines plaques océaniques
sous des plaques continentales, et ce
phénomène, appelé subduction, est le moteur
principal de l'élaboration des chaînes de montagnes.
En Amérique du Sud
le déséquilibre s'exprime
en altitude
L'Amérique du Sud, bordée par deux océans,
présente un double visage exemplaire. À l'est,
la transition entre ce continent et l'Atlantique
est continue ; on passe sans grande rupture de
l'Amazonie aux abysses océaniques situées à
4 000 m de profondeur. En revanche à l'ouest se
dresse l'imposante chaîne de la cordillère des
Andes (fig. 2), atteignant souvent les 7 000 m
d'altitude, secouée de séismes, parsemée de
volcans explosifs, et bordée par une fosse océanique
de près de 8 000 m de fond ! Autant d'indices
qui révèlent l'existence d'une subduction
du plancher de l'océan Pacifique sous le continent
sud-américain (se reporter à l'encadré
À l'origine, un déséquilibre thermique profond).
Cependant, la subduction n'implique pas
obligatoirement la formation d'un relief montagneux.
Ainsi, volcans et séismes sont les
uniques expressions de ce processus au Japon,
sur le versant occidental du Pacifique. Une
fois de plus, c'est l'équilibre thermique qui
joue un rôle prépondérant : plus une croûte
océanique s'éloigne de son berceau volcanique,
plus elle se refroidit et devient dense,
mais il faut près de 100 millions d'années pour
qu'elle atteigne son équilibre thermique.
La croûte Pacifique près du Japon est
ancienne et équilibrée, elle s'enfonce facilement
sous le continent eurasiatique et plonge
avec un angle proche de la verticale. En
revanche, près de l'Amérique du Sud, elle est
très jeune donc peu dense relativement au
manteau et s'y enfonce avec un angle faible.
Elle maintient ainsi un fort contact avec le
continent sous lequel elle s'enfonce et sur
lequel elle bute. Elle lui transmet facilement
la compression liée à la convergence et participe
ainsi, depuis 140 millions d'années (par
plissement et superposition des roches), à élaborer
la cordillère des Andes qui court de
l'Équateur à la Terre de Feu.
Mais qu'en est-il de ce relief lui-même et de
ses roches

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À l'origine, un déséquilibre thermique profond
Avec 3 000 °C au sommet de son noyau et 15 °C
en moyenne à sa surface, la Terre est loin d'être
en équilibre thermique. Ce déséquilibre implique
des échanges de chaleur entre le manteau profond
et le manteau superficiel moins chaud qui
n'affectent que le manteau dit « plastique » (en
raison de sa rhéologie non cassante, voir figure)
généralement caractérisé par une température
supérieure à 1 300 °C. Le rééquilibrage thermique
s'exprime par des mouvements de convection au
sein d'une roche solide ; il est par conséquent très
lent à notre échelle (de l'ordre de quelques
centimètres par an). Cette convection interne
affecte la partie supérieure du globe constituée par
la lithosphère – plus résistante, plus froide et plus
cassante – qui est alors fracturée en plaques
tectoniques, mobiles les unes par rapport aux
autres. Lorsque le manteau chaud, donc moins
dense, remonte et s'étend sous une plaque
continentale, cette dernière subit des mouvements
d'écartement (divergence). Elle s'amincit et se
casse, ce qui décomprime la roche et la fait fondre
en partie : une croûte basaltique d'origine
volcanique est ici continuellement élaborée. Ainsi
naissent des plaques océaniques qui permettent la
dérive des plaques continentales qu'elles séparent.
À l'inverse, il existe des zones où les plaques se
rapprochent l'une de l'autre (convergence) et c'est à
leur niveau que l'on trouve la majorité des chaînes
de montagnes.
Comme ces déplacements découlent du
déséquilibre thermique du manteau, à cet
affrontement correspond une plongée du manteau
relativement froid, donc plus dense, vers le
noyau. Pour accommoder au mieux ce
mécanisme, la plaque la plus dense est alors
progressivement entraînée en profondeur dans
le manteau, tandis que la moins dense demeure
en surface. Ce phénomène, nommé subduction,
nécessite donc un contraste de densité qui se
rencontre majoritairement dans les zones de
transition entre continent et océan. En effet, la
croûte continentale dotée d'une composition
chimique proche de celle du granite se révèle
beaucoup moins dense que la croûte basaltique
des planchers océaniques. Ce sont donc les
plaques océaniques qui s'enfoncent sous les
plaques continentales, sur lesquelles s'élaborent
parfois des massifs montagneux près de la zone
d'affrontement. Mais lorsque le plancher
océanique a totalement disparu dans le manteau
(tout en demeurant à l'état solide sur des milliers
de kilomètres), la confrontation implique les
deux masses continentales que cet ancien océan
séparait. Bien que cela fut longtemps difficile à
admettre (du fait de la faible densité des
continents par rapport au manteau sous-jacent),
la subduction se poursuit entre les deux plaques
continentales élaborant alors les reliefs
montagneux les plus imposants.

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FIGURE 3
La subduction du centre de l'Amérique du Sud.
a) L'enfoncement de la plaque Pacifique
océanique dans le manteau induit la formation
de la cordillère des Andes dans la plaque
continentale sud-américaine.
b) On retrouve à plus petite échelle ces
phénomènes dans les prismes d'accrétion
situés au front des subductions où sont
remobilisées les roches sédimentaires
du fond de l'océan et celles issues de l'érosion
du continent. Sont précisées les pressions
qu'elles subissent selon leur profondeur
d'enfouissement en kilobars (kb).
Les flèches en noir indiquent les effets des
forces horizontales de compression et les
flèches en rose ceux des forces verticales
d'épaississement.
Écaillage et empilement,
un subtil jeu d'équilibres
Dans le cadre de la subduction andine, on
peut observer les conséquences de la convergence
sur deux familles de matériaux : ceux
de la cordillère et les roches sédimentaires
océaniques accumulées au niveau de la fosse.
Dans les deux cas, le relief provient d'un
« écaillage » des roches qui sont accumulées
les unes sur les autres, grâce à des plans de
décollement ou de ruptures (failles).
Les roches sédimentaires qui constituent un
relief nommé prisme d'accrétion (fig. 3) révèlent
parfaitement, à plus petite échelle, ce qui
se produit dans le continent avec, toutefois,

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une différence notable : aucune structure ne
correspond à l'altiplano andin, immense vallée
centrale installée au cœur de la cordillère. La
différence d'échelle des reliefs peut l'expliquer
mais une fois de plus c'est un rapport d'équilibres
qui en est la cause. Ainsi, pendant
l'élaboration d'un prisme sédimentaire ou
d'une jeune chaîne de montagne, les forces de
compression (contrainte horizontale), qui
gouvernent l'écaillage et l'augmentation du
relief, sont supérieures aux forces dues au
poids des roches empilées les unes sur les
autres (contrainte verticale). Dans la cordillère
andine fortement épaissie, il n'en va
pas de même : malgré la convergence, le poids
des roches accumulées tend à étaler – voire
faire s'écrouler – le relief. L'équilibre entre
ces deux forces (gravité et tectonique) est
atteint dans la cordillère, ce qui implique
d'une part la formation de bassins centraux et
d'autre part la progression de la cordillère sur
la bordure amazonienne : la chaîne s'étale en
progressant vers l'est !
Nous verrons par la suite ce qui peut advenir
lorsque le déséquilibre est établi à nouveau
dans un rapport de forces opposées, mais
interrogeons auparavant l'équilibre perturbé
des acteurs principaux de cette épopée, nos
témoins les roches.
Le métamorphisme témoin
d'un équilibre très relatif
Comment affirmer sérieusement qu'il y a
400 millions d'années crampons et piolet
auraient été des bagages indispensables dans
le cadre d'un voyage en Bretagne (fig. 1) En
menant l'enquête sur le terrain ! Toute une
catégorie de roches formées en ces temps
anciens dans cette région sont semblables à
celles que l'on trouve essentiellement dans les
chaînes de montagnes actuelles : il s'agit des
roches métamorphiques (schistes et gneiss).
Ces roches, comme leur nom l'indique, ont
subi une véritable métamorphose. Par
exemple un calcaire quelconque peut devenir
un marbre véritable, tout comme un têtard
devient grenouille ! Pourquoi de telles transformations,
quel rapport avec les montagnes
FIGURE 4
Métamorphisme d'une roche
de croûte océanique écaillée et enfouie.
Selon les conditions de pression
et température, un gabbro se
métamorphose ; on définit ainsi des zones
de stabilité minérale nommées en fonction
de la roche obtenue.
La flèche A indique les changements
de pression et de température subis par
une roche située initialement au niveau
du point marron et enfouie rapidement :
elle est anormalement froide par rapport
au gradient géothermique normal
(en violet).
La flèche B indique les changements
affectant une roche enfouie plus
lentement donc rééquilibrée
thermiquement.
Question d'équilibre une fois de plus !
Prenez une roche élaborée au fond d'un
océan (température et pression relativement
faibles pour les minéraux), puis, par le biais
d'un prisme d'accrétion, enfouissez-la sous
des kilomètres d'épaisseur d'autres roches en
quelques millions d'années à peine, que lui
arrive-t-il Étant donné la rapidité des mouvements
tectoniques par rapport aux échanges
thermiques, la température de cette roche aura
peu varié. Pourtant, le fait d'être en profondeur
devrait lui conférer une température plus
élevée qu'auparavant, elle est donc anormalement
froide dans son milieu et sera réchauffée
progressivement au cours du temps. Mais
notre échantillon est surtout soumis à une

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FIGURE 5
Paysages des Alpes francoitaliennes.
a) Le massif du Chenaillet dans
le Briançonnais est formé de
roches ayant jadis appartenu
à un plancher océanique.
Au premier plan on peut
reconnaître des basaltes en
coussin (roches qui s'élaborent
en surface de la croûte des
océans). © A. Lemaistre.
b) Le massif italien du Gran
Paradiso. Ce relief qui dépasse
les 4 000 m d'altitude est formé
de roches dont l'élaboration
a nécessité un enfouissement
à plus de 50 000 m de profondeur
il y a 60 millions d'années.
© O. Coulon.
pression environnante qui se trouve brutalement
modifiée : enfoui, il subit le poids
qu'exercent toutes les roches nouvellement
accumulées au-dessus de lui. La stabilité chimique
de ses minéraux n'est plus valable dans
cet environnement différent. Pour s'équilibrer,
ses éléments chimiques vont se réarranger en
nouveaux minéraux et l'apparence de notre
roche en sera profondément affectée.
Ainsi, la figure 4 donne une idée des transformations
que peut subir un gabbro (roche
volcanique proche du basalte) dans différents
domaines de pression et température. Par
commodité, on garde pour chacun d'eux le
nom donné à la roche modifiée (éclogite,
amphibolite, etc.), mais ce sont en fait les
apparitions et disparitions de minéraux qui
sont pertinentes et témoignent pour toute
roche métamorphique de son histoire antérieure.
Les Alpes, un déséquilibre
sous haute pression
Dans les Alpes franco-italiennes (fig. 5), on
retrouve ainsi tout un massif (Dora Maira) où
les roches contiennent de la cœsite, un minéral
d'ultra-haute pression qui ne peut se former
qu'à partir d'une profondeur de 100 km !
Ces roches témoignent donc d'un déséquilibre
ancien, consécutif à un enfouissement par
subduction. Pourtant, point d'océan en bordure
du massif de Dora Maira, c'est une subduction
plus complexe qui s'effectue ici.
En réalisant une traversée des Alpes depuis
Grenoble jusqu'à la plaine du Pô (fig. 6), on
marche sur des roches affectées par un métamorphisme
de faible pression (donc faible
profondeur) dans la région de Briançon, puis
par un métamorphisme de profondeur croissante
lorsque l'on progresse vers le sud-est.

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FIGURE 6
Histoire de la formation des Alpes franco-italiennes.
Il y a 140 millions d'années (Ma) un océan alpin séparait l'Europe (à gauche)
d'un morceau d'Afrique constitué par le promontoire apulien (à droite).
Un petit bassin océanique (valaisan) séparait en outre la marge européenne
d'un petit bloc continental (briançonnais).
La subduction complète de ces deux domaines océaniques a conduit
à l'élaboration du massif alpin.
En bas : coupe simplifiée réalisée le long du trajet rouge sur la carte
(à droite). Les minéraux d'ultra-haute pression observés dans le massif
de Dora Maira sont également indiqués par le symbole jaune sur la carte.

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FIGURE 7
Métamorphisme de roches enfouies
puis exhumées dans différents contextes.
Une roche initialement située au niveau
du point rouge a été enfouie en profondeur
par subduction (point jaune).
La flèche A indique les changements de
pression et de température subis par une roche
ramenée en surface par le biais de l'érosion.
La flèche B indique les changements affectant
une roche ramenée en surface en chevauchant
des unités nettement plus froides : il n'y a pas
de réchauffement notable.
La flèche C indique les changements affectant
une roche ramenée en surface lentement
avec rééquilibrage thermique : le réchauffement
est important et permet parfois la formation
locale de granites formés par fusion
en présence de fluides (courbe violette).
Ces roches prouvent l'enfoncement progressif
de l'Europe sous l'Italie (géologiquement africaine).
L'océan alpin a bien existé mais il a
complètement disparu (on en retrouve des
lambeaux en Vanoise et dans le mont Viso) et
c'est désormais la marge européenne qui est
fortement écaillée et entraînée dans le manteau
: la subduction actuelle est continentale.
Mais comment ces roches, formées en profondeur,
se retrouvent-elles en surface, et surtout
comment conservent-elles leur équilibre
acquis sous haute pression La remontée en
surface, appelée exhumation, peut s'expliquer
par l'érosion des roches sus-jacentes, un
écaillage inverse près de la butée du prisme
d'accrétion (fig. 3) ou des phénomènes d'écroulement
de nappe dus au poids. Pour ce qui
concerne les équilibres, seule une augmentation
de la température ou de la pression
affecte les minéraux. Or, dans le cas des
Alpes, l'exhumation s'effectue assez rapidement
et sur une croûte superficielle plutôt
froide. Les roches ont donc été peu
réchauffées et leur équilibre profond reste
conservé pour l'instant en surface malgré la
chute de pression (fig. 7B). Elles seront toutefois
soumises à un nouveau rééquilibrage lié à
l'érosion, processus particulièrement lent mais
à terme efficacement corrosif (se reporter à
l'encadré Érosion rapide face à une érosion
lente).
L'histoire d'une montagne en formation
comme les Alpes paraît assez simple, mais si
nous observons les roches métamorphiques de
la plus haute chaîne du monde, l'Himalaya,
elle devient tout autre et l'enquête se complique.
L'Himalaya ou le déséquilibre
du fer à repasser
Le massif himalayen résulte de l'écaillage de
la plaque indienne qui disparaît par subduction
sous le continent eurasiatique. Bien que
géologiquement un peu plus jeune, il est à un
stade plus avancé que celui des Alpes : la
croûte continentale écaillée est beaucoup plus
épaisse et profonde, et ce sont les roches
métamorphiques qui, à nouveau, nous l'apprennent.
La dalle du Tibet, portant les massifs de
l'Anapurna et de l'Everest, est une écaille de
20 km d'épaisseur qui chevauche la région du
moyen Himalaya. De part et d'autre de ce
contact, les associations minérales des roches
métamorphiques traduisent des conditions de
forte température (fig. 8). On assiste, en fait,
d'un côté à un rééquilibrage dans la dalle qui
fut enfouie en profondeur suffisamment longtemps
pour être réchauffée avant d'être

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FIGURE 8
Histoire de la formation de la chaîne himalayenne.
Il y a 80 millions d'années la plaque continentale indienne (à gauche)
était séparée de la plaque continentale eurasienne (à droite) par la
plaque océanique de la Néotéthys.
En bas : actuellement c'est la plaque indienne épaisse qui est écaillée
par subduction continentale, ce qui implique un métamorphisme
de haute température (flèches dégradées) pour les roches de la dalle
du Tibet qui s'écroule à son sommet et celles du moyen Himalaya
qu'elles chevauchent .

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FIGURE 9
Effet régional de la subduction
continentale de l'Inde sous l'Europe.
Outre l'élaboration du relief de
l'Himalaya, la collision des plaques
indienne (en violet) et eurasienne
(en marron) s'exprime par le
coulissement de grands blocs
continentaux issus d'anciennes
collisions (flèches blanches).
Ce phénomène d'extrusion traduit
un déséquilibre régional d'étalement
qui s'explique par la forme du continent
indien agissant comme un poinçon
à l'ouest (flèche noire).
exhumée, et de l'autre à un effet de fer à repasser
: la dalle pendant sa remontée réchauffe et
déséquilibre les roches qu'elle chevauche !
Mieux encore, la dalle se déséquilibre également
en réaction : les fluides qu'elle a
réchauffés dans l'Himalaya migrent dans sa
croûte (un peu comme lorsque l'on repasse un
tissu mouillé) et permettent localement sa
fusion, entraînant la formation de nombreux
massifs granitiques (fig. 7C).
Enfin, elle subit également une véritable
décapitation : un grand détachement fait glisser
le sommet de la dalle en arrière pendant
qu'elle remonte. Qu'en conclure Que nous
retrouvons l'équilibre des forces évoqué dans
la cordillère des Andes ! Les forces exercées
par le poids des roches accumulées vont à
l'encontre des forces de convergence et entraînent,
sur une grande échelle, l'étalement de la
chaîne.
Outre ce scalp des grandes écailles de
croûte, on observe aussi la formation de bassins
dans tout le Tibet, une progression de l'écaillage
vers le sud (plaine du Gange) et surtout
le coulissement d'immenses régions
situées en arrière de l'Himalaya : l'Inde agit
comme un poinçon qui expulse latéralement
des blocs fortement fracturés issus de plus
anciennes collisions (fig. 9).
Avec le temps, ce type de chaîne de montagne
peut donc déséquilibrer un domaine
beaucoup plus vaste que celui concerné directement
par la subduction. Est-il alors possible
d'atteindre un équilibre stable dans une montagne
Bien sûr, sitôt qu'elle disparaît...
Vers l'équilibre absolu,
la disparition des montagnes
Dans les états de l'Utah et du Nevada sur la
côte ouest des États-Unis, le paysage est
constitué d'une alternance régulière de plaines
et de petits reliefs disposés en bandes
parallèles. La région a pour cela été nommée

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FIGURE 10
Écroulement d'une chaîne de montagnes, exemple du Basin
and range.
Dans le Nevada d'Amérique du Nord, une ancienne chaîne
de montagnes (en haut) s'étale depuis 30 millions d'années
par rééquilibrage thermique. Une coupe simplifiée de la
côte californienne de l'Amérique du Nord (en bas) permet
d'expliquer le phénomène : l'océan Pacifique coulisse
désormais le long du continent, la compression a donc
cessé mais l'équilibrage thermique étant très lent,
seuls les reliefs anciens s'écroulent actuellement (liseré
blanc sur la carte), les plus jeunes sont encore préservés.

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basin and range. Les roches métamorphiques
qui affleurent au niveau des bassins recèlent
une histoire en deux épisodes. D'abord, un
passé haute pression de chaîne montagneuse
en formation, pratiquement effacé par un
remaniement plus récent en régime de fort
réchauffement, avec à nouveau des phénomènes
de fusion locale à l'origine de granites.
Comment expliquer l'étendue du phénomène
sur une si vaste région En liant l'âge des
transformations avec l'histoire tectonique de
l'ouest des États-Unis. Il y a 140 millions
d'années, la région du Nevada était une chaîne
de montagnes issue d'une compression estouest,
et depuis 20 millions d'années, la compression
a cessé et la plaque Pacifique
coulisse désormais le long de la plaque
Amérique grâce à la fameuse faille de San
Andreas qui fit trembler San Francisco.
La croûte froide et épaissie du Nevada est
donc laissée au repos et le lent rééquilibrage
thermique peut s'effectuer : la plaque continentale
se réchauffe progressivement. En
conséquence, la limite entre manteau cassant
et manteau plastique remonte et le relief s'étale
par écroulement (fig. 10). Ce nivellement
tectonique ramène la région montagneuse à
son équilibre ultime, sa quasidisparition,
l'érosion prenant alors le relais
pour définitivement aplanir les reliefs.
On retrouve ce phénomène dans les chaînes
alpines au niveau des ensembles d'îles Corse-
Elbe (écroulement des Appenins italiens) ou
Paros-Naxos. Dans ce dernier cas, la chaîne de
Grèce (Hellénides) s'écroule dans la région
égéenne bien qu'une subduction subsiste au sud
de la Crète. Non seulement le métamorphisme
dans les Cyclades traduit un réchauffement de
rééquilibrage, mais on peut en plus quantifier,
grâce au système de positionnement par satellite
GPS, l'extension de la région et sa direction
sur une année. De telles mesures confirment
qu'extension et compression cohabitent dans
les chaînes de montagnes, selon un subtil jeu
d'équilibre des forces, mais elles aident
également à prédire que d'ici une centaine de
millions d'années les chaînes alpines auront
atteint leur équilibre en disparaissant. Le paysage
local se sera alors fortement modifié
et prendra probablement la paisible apparence
de la Bretagne d'aujourd'hui.
Nous pouvons donc conclure après ce survol
de quelques massifs actuels que, en définitive,
l'élaboration d'une chaîne de montagnes s'exprime
par un changement progressif d'états d'équilibres
(ou de déséquilibres, question de
point de vue) qui n'est résolu qu'au moment de
la disparition de son « traditionnel » relief.
L'explication principale de cet étrange paradoxe
réside dans la différence d'échelle de
temps entre l'élaboration mécanique, de l'ordre
de 10 millions d'années, et l'équilibre thermique
des roches concernées, beaucoup plus lent puisqu'il
peut atteindre 100 millions d'années.
O. C.
Pour en savoir plus
JOLIVET (LAURENT), La déformation des
continents, éditions Hermann (collection
enseignement des sciences), 1997.
http://christian.nicollet.free.fr/page/
enseignement/licencemetam.html
Géologue de formation, passionné
par la géodynamique et la dérive des
continents, Olivier Coulon s'est orienté
par souci et besoin de communication
vers l'enseignement des sciences de la
vie et de la Terre et la pratique du
théâtre. Ces chemins l'ont conjointement
et tout naturellement amené à travailler
actuellement comme médiateur
scientifique au département
des sciences de la Terre du Palais
de la découverte.

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Érosion rapide face à une chimie lente
Pourquoi pouvons-nous observer du granite
(fig. I) le long de nos trottoirs ou lors
de nos ballades en montagne Pourtant,
cette roche cristallise à partir d'un liquide
magmatique qui s'est formé à plus de 10 km
de profondeur et au moins 750 °C. Le granite
ne devrait donc plus exister dans les
conditions – pression, température – de la
surface terrestre. La thermodynamique
nous enseigne d'ailleurs que le matériau
granitique, construit à 2 500 fois la pression
atmosphérique, n'est pas stable à l'air libre.
En fait, cette science de l'équilibre énergétique
n'est pas fausse mais néglige le facteur
« temps ». Pour comprendre comment notre
granite, non pas stable mais métastable en
surface, se maintient, prenons le cas d'un
massif granitique cristallisé au cœur d'une
montagne et examinons la façon dont la
nature le ramène en surface.
La chaîne de montagnes est constituée
majoritairement de morceaux de croûte
continentale, dont la densité moyenne est
de 2,7 et repose sur le manteau fait de
roches plus denses (densité d’environ 3).
Les hauts reliefs extérieurs subissent deux
facteurs qui tendent à les abaisser. D'une
part, un rééquilibrage gravitaire oblige la
chaîne de montagnes à s'effondrer sur ses
flancs. D'autre part, l'érosion mécanique
fractionne les roches à sa merci, via le gel et
les glaciers, en morceaux plus ou moins
gros qui s'écoulent vers la mer par l'intermédiaire
des rivières et des fleuves.
L'altération chimique qui dissout les roches
FIGURE I
Granite rose.
Le granite est composé de trois minéraux
principaux : quartz (d'un gris qui ressemble
à du gros sel), feldspath (ici rose et verdâtre),
mica (en paillettes noires).
© Palais de la découverte/C. Rousselin
contribue à réduire la hauteur des pics,
mais si lentement que nous la négligerons
ici.
En conséquence, la chaîne de montagnes
perd de l'épaisseur et pèse moins sur le
manteau (fig. II). Le principe de la
poussée d'Archimède s'applique aussi à la
Terre et donc le manteau plus dense
« remonte » la croûte et sa chaîne de montagnes
allégée. Ce rééquilibrage se perpétue
tant que subsistent des reliefs. Le
granite, bien qu'il fût formé en profondeur,
finira donc par gagner la surface, et il
conservera sa texture et sa composition
car la vitesse de son ascension, fonction

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FIGURE II
Remontée d'un massif granitique.
Au fur et à mesure de l'ablation des reliefs par
l'érosion mécanique et de l'effondrement gravitaire
de la chaîne de montagnes, le manteau plus dense
exerce une poussée d'Archimède sur la croûte
moins dense : le granite (représenté par le disque
moucheté), initialement en profondeur, finit par
affleurer en surface.
de la rapidité d'étalement et de l'efficacité de
l'érosion, dépasse nettement celle de son
rééquilibrage minéralogique. Cette vitesse
d'exhumation n'est, bien sûr, pas linéaire :
importante lorsque les reliefs sont hauts,
elle devient faible pour des hauteurs et des
pentes modestes. Les mesures situent ses
variations entre 0,1 mm et quelques centimètres
par an. Comptez donc au maximum
100 millions d'années pour raser la
montagne (en utilisant 0,1 mm/an) et 1 million
d'années environ pour ramener un massif
granitique de 10 km de profondeur au
niveau du sol en prenant une vitesse théorique
de 1 cm/an. Ces durées, qui dépassent
l'entendement humain, sont toutefois des
unités banales à l'échelle des temps géologiques.
L'érosion physique capable de ramener du
granite à l'affleurement va bien plus vite que
les réactions chimiques susceptibles de
modifier sa composition minéralogique – la
meilleure preuve est que l'on trouve du granite
sur la surface terrestre. En fait, le granite
lors de sa remontée se retrouve dans des
environnements moins comprimés mais
surtout de moins en moins chauds. Or les
réactions chimiques de transformation
minérale internes à la Terre, dite de métamorphisme,
sont plus rapides dans un
milieu plus chaud. La vitesse de ces réactions
est pratiquement nulle à la température
de la surface terrestre. Nous avons
considéré le cas du granite, mais le principe
s'applique à tous les minéraux qui se forment
dans le sous-sol. Tant mieux pour certains
d'entre nous, qui peuvent s'orner de
grenats (fig. III) formés à 1,8 GPa (60 km
de profondeur) et 500 °C.
Arrivé en surface, notre granite reste donc
métastable. Pour comprendre cette notion,
pas si évidente, on peut utiliser l'image des
congères de neige dans nos station de ski.
Nous savons en effet que les neiges qui s'ac-

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cumulent en hiver sur nos montagnes ne fondent
pas instantanément, même si la température
atteint 5 °C pendant plusieurs jours : elles
sont métastables car la fusion de la glace reste
lente à basse température.
Et notre granite persistera en surface malgré
l'érosion qui continue de le grignoter et malgré
la lente altération chimique qui s'y rajoute,
engendrée par les pluies acidifiées par le CO 2
atmosphérique. On observe des massifs granitiques
(fig. IV) âgés de 300 millions d'années
dans le Massif central, par exemple.
Notons enfin que l'érosion physique et l'altération
chimique sont un sujet de recherches
actuelles. L'Institut national des sciences de
l'Univers (INSU) a en effet lancé en 2004 le
programme « Reliefs de la Terre » auprès
d'environ 300 chercheurs. Ces géomorphologues,
géophysiciens, tectoniciens et géochimistes
doivent améliorer notre évaluation des
flux d'érosion, particulaires et dissous, afin de
mieux cerner les interactions entre érosion,
tectonique et climat à la surface de la planète.
MONICA ROTARU
Responsable du département
des sciences de la Terre
au Palais de la découverte
FIGURE III
Grenats.
Les cristaux roses sont des
grenats inclus dans les schistes
bleus de l'île de Groix.
© C. Sabouraud.
FIGURE IV
Vieux granite.
Après des dizaines de millions
d'années d'attaque, l'érosion
physique et l'altération chimique
ont réduit un massif granitique
initial à ce chaos, mais ils ne sont
pas encore parvenus à « digérer »
entièrement ce granite.
© Palais de la découverte/
M. Rotaru