dans la marge le site

Accueil du site Géographica Espace etudiants Bassins sédimentaires - aspects généraux

Bassins sédimentaires - aspects généraux

un article construit à partir des meilleures sources françaises
Publié le jeudi 8 décembre 2005

2. Types morphologiques

C’est à partir de ces types structuraux qu’on peut définir les principaux types morphologiques de bassins sédimentaires.

Les bassins des socles hercyniens

Les combinaisons de formes de relief les plus riches et les plus complexes semblent caractériser les bassins sédimentaires des socles hercyniens. Ces traits se manifestent d’abord dans la gamme des formes structurales. Leur importance résulte des conditions favorables offertes à l’érosion différentielle, tant par le matériel rocheux que par la diversification de détail de la tectonique. Les alignements répétés de côtes (cuestas), précédés ou non de buttes témoins, sont particulièrement remarquables dans les bassins de Paris, de Londres et de Souabe-Franconie, en raison de l’importance comme de la fréquence des contrastes lithologiques dans les séries sédimentaires correspondantes.

(JPG)

Une cuesta se caractérise d’abord par un profil transversal dissymétrique. Son revers présente une pente faible, qui peut correspondre au pendage général du bassin lorsque la surface coïncide avec l’affleurement du toit d’une formation résistante (calcaires, grès bien cimentés). Dans tous les cas, il s’oppose à un front caractérisé par une pente nettement plus forte due à l’érosion. Ce front comporte une corniche déterminée par la formation résistante, au-dessus d’un talus moins incliné, entaillé dans le matériau meuble sous-jacent (marnes, argiles ou sables). Depuis sa base s’épanouit plus ou moins une dépression orthoclinale dégagée dans des roches meubles comparables. On peut reconnaître plusieurs types de cuestas selon les variations du profil du front liées aux particularités de la structure. Leur commandement varie d’abord en raison inverse du pendage de la série sédimentaire. Toutes choses égales par ailleurs, il atteint son maximum aux abords de l’horizontalité à laquelle correspond le coteau. À l’opposé, il est minimal vers 150, limite au-delà de laquelle le crêt, caractéristique des structures plissées, succède à la cuesta. La lithologie contribue aussi à différencier les cuestas. La vigueur de leurs profils dépend, en effet, de la puissance de l’ensemble constitué par les formations résistantes et meubles, comme de l’importance du contraste qui les oppose. Aux vigoureuses cuestas de Meuse et de Moselle définies par des calcaires compacts superposés à d’épais étages argilo-marneux du Jurassique s’opposent les médiocres cuestas des craies sur de minces formations sablo-argileuses du Crétacé dans les North et les South Downs du bassin de Londres. Le rapport des épaisseurs entre les deux termes de l’ensemble lithologique intervient également. Quand la formation résistante est relativement épaisse par rapport au matériel meuble, la cuesta offre un front massif en pente raide. À l’inverse, celle-ci s’atténue en fonction du large développement du talus dans des étages meubles puissants. On opposera, par exemple, la cuesta des monts de Champagne, comparable aux Downs londoniens, à celle de Meuse et de Moselle. Enfin, l’existence de bancs de roches compactes dans le matériel du talus s’exprime par des replats structuraux. S’ils rompent la continuité du fait de leur importance, on parle alors de cuesta double, telle celle de l’Avallonnais, au-dessus de la Terre-Plaine, qui présente une corniche secondaire par suite de la présence de calcaires à gryphées compacts dans les marnes du Lias. Le tracé des cuestas reflète également, dans son allure générale, l’influence déterminante de la structure. Aux affleurements en auréoles concentriques des bassins sédimentaires coïncident des lignes de cuestas successives dessinant des arcs à convexité tournée vers l’amont-pendage. Et les irrégularités de ces tracés apparaissent en relation avec des accidents structuraux transverses. Ainsi, en Lorraine, des flexures et des failles provoquent de brusques changements dans leur orientation. De même, des ondulations anticlinales creusent des rentrants, et des inflexions synclinales se signalent par des saillants. Dans son détail, le tracé des cuestas dépend du type de dissection causé par le réseau hydrographique. Certains éléments orientés dans le sens du pendage général y déterminent des sortes d’entonnoirs de percées cataclinales. Leur succession à peu de distance les uns des autres engendre un tracé festonné, tel celui de la cuesta d’Avallon, disséqué par le réseau de la haute Seine. Si les éléments anaclinaux l’emportent, de larges amphithéâtres ou de simples bouts-du-monde échancrent le front. Le tracé, moins finement ciselé, prend alors un aspect lobé, comme celui de la cuesta du Barrois au nord de Chaumont. Des éléments du réseau hydrographique peuvent aussi s’encastrer en arrière même du front de la cuesta, qui se trouve en quelque sorte dédoublée. C’est le cas de celle de Meuse à l’aval de Neufchâteau. De toute évidence, chacune de ces formes de dissection offre des variantes liées aux particularités lithologiques. On conçoit sans difficulté, par exemple, que les entonnoirs de percées cataclinales s’allongent d’autant plus que la formation meuble est épaisse et le pendage peu marqué.

Dans les structures aclinales des ombilics se développent parfois des plaines et des plateaux structuraux, dont les surfaces topographiques coïncident largement avec les toits des étages calcaires. Dans la région parisienne, les plaines du Valois et de France correspondent ainsi respectivement au calcaire grossier et à celui de Saint-Ouen. Ces formes tabulaires classiques sont cernées par des lignes de coteaux aux tracés divers, et plus ou moins disséqués par des vallées à corniches comme dans le Soissonnais. À la limite, leur démantèlement ne laisse subsister que les buttes témoins alignées selon des axes tectoniques. Celles-ci caractérisent les pays au nord de la Seine (buttes de la Goële, de Montmorency, de l’Hautil), alors que les plateaux et les coteaux prédominent au sud (Hurepoix).

D’autres formes structurales dérivent des accidents tectoniques. À côté d’escarpements mineurs de lignes de failles, il convient d’analyser les plus typiques en liaison avec des plissements locaux. On donne le nom de boutonnière, ou bray, aux dépressions allongées, évidées dans les formations peu résistantes des séries sédimentaires ployées en ondulations anticlinales peu marquées. Elles trouent les plateaux crayeux picards comme ceux du sud-est du bassin de Londres. Leurs types varient selon les particularités de la structure et celles du réseau hydrographique. On a affaire parfois à des boutonnières simples de petites dimensions. Dans le Vimeu, celle de Londinières se développe sur 17 kilomètres du nord-ouest au sud-est, sa largeur n’excédant pas 7 kilomètres. Elle s’ouvre dans des faciès marneux de la craie turonienne, dominée au plus d’une cinquantaine de mètres par des cuestas disséquées déterminées par la craie blanche. Son drainage longitudinal par l’Aulne lui assure une remarquable unité morphologique. La petite boutonnière de Winchester-Chilcomb du bassin de Londres s’ouvre aussi à la faveur de la différenciation des faciès des craies turoniennes. Mais le caractère transversal de son drainage, par rapport à son grand axe, provoque un compartimentage en trois dépressions séparées par des seuils correspondant aux interfleuves. Beaucoup plus complexes sont les grandes boutonnières comme celle du pays de Bray ou la « fosse » du Boulonnais en France, celle du Weald en Angleterre. Le relief de chacune d’elles présente, d’ailleurs, son originalité. À titre d’exemple, on analysera celui du Bray. Il s’agit d’une vaste échancrure de quelque 90 kilomètres de longueur sur une quinzaine de largeur dans sa partie médiane, dégagée dans le matériel argilo-sableux du Crétacé inférieur auquel s’ajoute localement celui du Jurassique terminal. Des cuestas, définies par la craie blanche du Crétacé supérieur, la dominent parfois de près d’une centaine de mètres. En réalité, le Bray présente divers aspects en fonction des particularités de sa structure. La dissymétrie de l’ondulation anticlinale principale nord ouest - sud-est qui le détermine se manifeste dans la rectitude de la cuesta septentrionale, provoquée par des pendages accentués localement jusqu’à la flexure ou à la faille, alors que le tracé arqué de celle du sud exprime leurs valeurs modérées. Mais les complications majeures proviennent du recoupement de cette ride par deux autres anticlinaux transverses, dans la région de Forges-les-Eaux. À la culmination axiale résultante correspond d’abord une remarquable divergence des principaux éléments de l’hydrographie, la Béthune, l’Epte et l’Andelle. Au point de vue de la géomorphologie, elle s’exprime dans un Bray central creusé jusqu’à l’affleurement de calcaires compacts du Jurassique supérieur en mont dérivé (Haut Bray). La boutonnière se partage alors en deux dépressions monoclinales argilo-sableuses. La plus épanouie jalonne le flanc méridional peu incliné (« vallée du Bray »), dominée par une cuesta crayeuse festonnée par les entonnoirs de percées cataclinales de l’Epte et de l’Andelle. De part et d’autre de ce Bray composite, on retrouve l’aspect classique des boutonnières simples dans le Bray de Beauvais (Petit Bray), comme dans celui de Neufchâtel drainé longitudinalement par la Béthune. La variété de la gamme des formes structurales ne doit pas faire oublier pour autant la place tenue par les formes d’érosion dans le relief des bassins sédimentaires. Les unes et les autres apparaissent d’ailleurs étroitement associées. Bien des plateaux, en particulier des revers de cuestas, représentent des vestiges de topographies tranchant différents étages géologiques.

Dans tous les bassins sédimentaires, on identifie ainsi des éléments de surfaces d’aplanissement, principalement datées du Tertiaire, déformées et démantelées par l’érosion depuis leur formation. Des témoins d’une surface éogène signalés par des dépôts caractéristiques subsistent en de nombreux points du Bassin parisien (argile à silex, meulière de Brie, grès à Sabals, sables et argiles marines du Landénien) et du Bassin aquitain (sidérolithique). Ceux d’une surface néogène se manifestent aussi par des formations typiques dans les deux, soit continentales (meulière de Beauce, sables de Sologne, épandages pliocènes), soit marines (sables et grès diestiens, faluns de Touraine). Ces surfaces peuvent être étagées, comme dans la région parisienne, ou se confondre dans des surfaces polygéniques complexes. Quant aux formes d’accumulation, elles n’acquièrent d’importance réelle que dans le relief des bassins sédimentaires situés au contact du domaine alpin. Car leurs marges, dominées par de hautes montagnes, deviennent des piémonts fluvio-glaciaires constitués de puissants cônes d’alluvions associés à des constructions morainiques, tels ceux des plateaux bavarois, dans le bassin souabe-franconien, et du Lannemezan, en Aquitaine.

Les bassins des socles précambriens

L’originalité du relief des bassins sédimentaires développés sur les socles précambriens se manifeste principalement dans les formes structurales. Elle résulte de données géologiques beaucoup moins favorables à l’expression de l’érosion différentielle, par suite tant de l’uniformité lithologique des séries sédimentaires que d’une tectonique monotone résultant de déformations à très grands rayons de courbure. Aussi les véritables cuestas restent rares. On les rencontre, à l’intérieur des bassins, lorsque des étages argileux ou schisteux interrompent les séries gréseuses continentales du Primaire, ou quand se développent des faciès marins plus différenciés à la faveur de transgressions locales secondaires et tertiaires. Au Sahara central, le tassili externe correspond ainsi à une cuesta dégagée dans une série monoclinale où des grès et parfois des calcaires s’opposent à des schistes, des argiles et des marnes. De même la partie septentrionale de la « falaise » soudanaise de Bandiagara représente une cuesta gréseuse dominant la dépression schisteuse de Seno. Le Brésil fournit des exemples identiques dans le plateau des Alcantilados du Mato Grosso, à la faveur de données structurales comparables. Mais les formes structurales les plus fréquentes et les plus imposantes appartiennent à un type bien différent, en dépit des apparences. Car elles dérivent de la superposition directe de puissantes couvertures de grès primaires au socle granito-gneissique précambrien. Aussi se localisent-elles au contact même des bassins sédimentaires et des boucliers. Elles constituent de gigantesques escarpements, précédés de rares buttes témoins monumentales, hauts de plusieurs centaines de mètres et développés sur des centaines de kilomètres. Les exemples en sont nombreux, au Brésil sur les marges des bassins du Paraná (Curitiba), du Paraíba (Nordeste) ou de l’Amazone (Mato Grosso), et en Afrique intertropicale avec les tassilis internes (Sahara central) ou les rebords des grandes cuvettes soudanaises, tel celui de Bandiagara avec les imposantes buttes du Hombori (Mali). Ils semblent plus rares dans les bassins des hautes latitudes en raison de conditions lithologiques moins favorables. On y connaît, cependant, l’escarpement de grès permiens sur le socle fenno-scandien dans les régions baltes, et celui de calcaires primaires au-dessus du bouclier canadien dans l’Alberta.

Toutes ces formes monumentales ne sauraient toutefois être assimilées à des cuestas, puisqu’elles ne correspondent pas à la superposition classique de formations sédimentaires résistantes et meubles. Si la couverture gréseuse ou calcaire du socle présente un pendage sensible, il convient toutefois d’y voir des pseudo-cuestas. Dans tous les cas où la structure reste tabulaire, on doit préférer le terme balte de glint (rocher). Les vastes plaines ou plateaux étalés en arrière de ces puissants escarpements représentent, bien souvent, de belles surfaces structurales déterminées par l’affleurement des tables calcaires et surtout gréseuses. Elles sont particulièrement remarquables dans les bassins de l’Afrique aride où elles constituent des hamadas à regs de dissociation. Il arrive, cependant, que plaines et plateaux nivellent localement des accidents tectoniques et correspondent à des formes d’érosion. Au-dessus de la surface d’aplanissement précambrienne exhumée par le démantèlement des couvertures sédimentaires, s’étagent parfois d’autres surfaces plus récentes, secondaires et tertiaires. Quelle que soit la nature de ces surfaces, leur dissection, guidée par de denses réseaux de diaclases ou de fractures liées à la tectonique du socle sous-jacent, s’exprime par des réseaux de vallées ou de dépressions caractérisées par des tracés rectilignes systématiquement orientés, sinon orthogonaux. Toutefois, leur prépondérance dans le paysage confère au relief de ces vastes unités géomorphologiques une incontestable monotonie.

Documents joints




repondre à l'articleimprimer l'article






Plan du site avec articles.
RSS 2.0

Mes autres sites :
 Bibliathèque
 Pensée libre
 Little Romania
 Musiques et Mots
 Le Blog à Jean-mi