La morphologie des chaînes de montagnes résulte de la compétition entre les processus tectoniques, qui épaississent la lithosphère et soulèvent la surface des continents, et les processus d'érosion et de transport, qui soustraient la matière et l'exportent via le réseau de drainage vers les avant-pays des chaînes. Les chaînes jeunes sont élevées et disséquées, les chaînes anciennes sont de faible altitude et présentent un relief doux. Cette vision suppose que les chaînes s'aplanissent par « l'usure du temps », autrement dit par l'action de l'érosion à long terme. Suivant ce processus, que résume le modèle de Davis [21], l'aplanissement d'une chaîne sous l'effet de l'érosion correspond à la chute de son altitude, en même temps qu'au lissage de sa topographie.

Dans les zones climatiques tempérées, les réseaux fluviatiles jouent un rôle primordial dans la dynamique des reliefs, en raison de leur potentiel érosif énorme et de leur fonction de transport des sédiments. La loi physique qui gouverne l'érosion fluviatile relie la quantité d'érosion (E) à la pente locale (S) et au flux d'eau des rivières, approché par la dimension de l'aire drainée amont (A) suivant une relation du type [28] :

Dans cette relation, l'effet de la tectonique est de modifier la pente régionale, donc les pentes locales [1,35]. Le climat influe, quant à lui, sur le flux d'eau et donc sur l'aire drainée amont. À climat constant et postérieurement à un soulèvement tectonique, l'érosion entraîne une diminution de l'altitude et donc de la pente régionale. À terme, les processus d'érosion des versants prennent le pas sur l'activité érosive décroissante des rivières, entraînant la pénéplanation d'un relief au sens de Davis [5,21,31]). Le modèle de Davis suppose que le niveau de base d'un relief reste constant au cours de son aplanissement. Dans le présent article, nous montrons qu'un effet identique peut être obtenu par une surrection du niveau de base, liée directement à l'accumulation des produits d'érosion au pied du relief, à la différence près que l'aplanissement se développe en altitude.

Plusieurs processus sont à l'origine de la surrection de la surface terrestre, le plus « efficace » et spectaculaire étant l'épaississement de la lithosphère, consécutif à la tectonique des plaques, en particulier à la collision entre continents. Pour aplanir une chaîne de montagnes, il existe a priori deux possibilités : soit éliminer la racine de la chaîne, en d'autres termes ramener progressivement la lithosphère à son épaisseur initiale, soit augmenter la densité de cette racine, de telle sorte qu'elle tire vers le bas la chaîne.

En ce qui concerne la première hypothèse, deux modèles peuvent expliquer l'aplanissement d'une chaîne. Dans le premier modèle (modèle 1) (Fig. 1), l'exhumation progressive et l'élimination à terme de la racine lithosphérique provient uniquement de la compensation isostatique de l'érosion en surface.

Par ailleurs, on sait, depuis une vingtaine d'années, que les grandes chaînes de montagnes issues de la collision entre les continents finissent par s'effondrer sous l'effet conjugué de leur poids et de l'amollissement thermique de leur racine crustale (par exemple, [11,25,34]). L'épaississement crustal qui était à l'origine de leur haute altitude se trouve annihilé et cette dernière diminue drastiquement. Ainsi, la diminution de l'altitude des grandes chaînes ne peut être rapportée uniquement à l'action de l'érosion à long terme, mais est également due à un processus thermomécanique (modèle 2) (Fig. 1). Néanmoins, le fort flux de chaleur lié à l'épaississement initial persiste bien longtemps après l'effondrement, ce qui a pour effet, via la densité anormalement faible de la croûte et du manteau chauds, de maintenir ces chaînes « effondrées » à des altitudes anormalement élevées en regard de l'épaisseur de leur lithosphère (par exemple, [19]). La diminution de l'altitude sera liée, outre le retour à une épaisseur normale de la croûte, au refroidissement progressif du manteau.

Un autre effet de l'effondrement gravitaire est de modifier drastiquement la morphologie de la chaîne initiale. L'amincissement vertical de la lithosphère épaissie s'accompagne d'un étirement horizontal, qui se traduit par le développement d'une série de horsts et grabens. Leurs structures en « bassins et chaînons montagneux » (basin and range) et leurs grandes dimensions font que le drainage de ces domaines étirés est le plus souvent endoréique (par exemple, [19]), les produits de l'érosion des chaînons étant piégés dans les bassins immédiatement adjacents. Il en résulte un lissage progressif de leur topographie, les « hauts » s'érodant et s'abaissant, les « bas » se remplissant et s'élevant relativement. Un processus similaire a été invoqué en contexte compressif pour expliquer la formation de hauts plateaux, tel, le Tibet (par exemple, [33]). Ainsi, l'effondrement gravitaire des chaînes de collision, combiné à l'érosion, peut avoir un effet identique à celui de l'érosion seule à long terme, telle qu'elle est envisagée par le modèle de Davis. Dans le cas du processus d'effondrement gravitaire, le retour à une altitude proche du niveau de la mer reste néanmoins lié au refroidissement (lent) de la lithosphère.

La seconde hypothèse considère que le refroidissement de la racine crustale entraîne une augmentation de la densité des roches qui la composent à travers des transformations minéralogiques (modèle 3) (Fig. 1). Fischer [23] remarque que l'altitude moyenne d'une chaîne rapportée à l'épaisseur de sa racine crustale est plus faible pour les chaînes anciennes que pour les chaînes récentes. Elle en conclut que les racines des chaînes anciennes sont plus denses que celles des chaînes récentes, en raison du refroidissement avec le temps des premières. Suivant cette hypothèse, « l'enfoncement » de la chaîne entraîne une diminution du potentiel érosif des rivières qui la drainent et le lissage progressif de la topographie, de la même manière que dans le modèle de Davis.

Ainsi, la diminution de l'altitude des chaînes suivant les modèles considérés fait appel, soit à l'érosion seule à long terme (modèle 1), soit à la combinaison de l'érosion et d'un processus thermique à long terme (modèle 3), soit à une combinaison entre érosion, processus tectonique à cours terme et processus thermique à long terme (modèle 2). Dans les deux modèles 1 et 3, le lissage concomitant de la topographie des chaînes est directement lié à leur diminution d'altitude. Dans le cas de l'effondrement gravitaire (modèle 2), il faut y ajouter le piégeage des produits d'érosion à l'intérieur de la chaîne. Aussi la surface d'aplanissement d'une chaîne dans les modèles 1 et 3 correspondra à une surface d'érosion, alors qu'elle sera mixte, surface d'érosion et surface de dépôt dans le modèle 2. Quoi qu'il en soit, ces trois modèles supposent une diminution de l'altitude des chaînes et un lissage concomitant de leur topographie.

Cette notion d'aplanissement est toujours d'actualité, au point que l'observation de reliques d'une surface d'aplanissement en haute altitude est considérée comme symptomatique de la surrection ultérieure d'une pénéplaine initiale, ou encore du rajeunissement d'une chaîne érodée (par exemple, [7,22,30,44,48]. Dans ce dernier cas, la cause de ce nouveau soulèvement peut être complètement indépendante de la tectonique à l'origine de la chaîne.

Les chaînes sont ou ont été bordées par des bassins d'avant-pays qui se développent ou se sont développés initialement, pour la plupart, sous l'eau avant d'émerger progressivement au fur et à mesure que les chaînes grandissent. Ainsi, le remplissage sédimentaire de ces bassins d'avant-pays correspond généralement à des séquences de comblement d'abord marines, puis continentales (par exemple, [24]), qui à terme aggradent en onlap jusque dans les zones internes des chaînes (par exemple, [20]). Si on définit le niveau de base d'un relief donné à un instant donné comme étant la limite entre la zone en érosion et la zone en dépôt (par exemple, [50]), le passage d'une sédimentation marine à une sédimentation continentale dans l'avant-pays traduit une surrection du niveau de base de la chaîne. Cette évolution est d'autant plus favorisée que ces bassins, pour une raison ou une autre, deviennent endoréiques. En fait, la présence d'une importante sédimentation de piedmont caractérise une chute drastique de la capacité des rivières à transporter les sédiments. Aussi, le niveau de base d'une chaîne de montagnes ne sera pas tant dépendant de la nature, endoréique ou exoréique, de son réseau de drainage que de la capacité des rivières à exporter les produits d'érosion [3,4,15].

Dans les trois modèles d'aplanissement des chaînes discutés précédemment, le niveau de base de la chaîne reste identique depuis sa surrection jusqu'à sa destruction, dans la mesure où il correspond au niveau de la mer (en faisant abstraction des variations eustatiques). L'hypothèse proposée ici est à l'inverse : elle considère que le niveau de base de la chaîne s'élève progressivement en raison de l'accumulation des produits de l'érosion au pied de la chaîne. Si la surrection de la chaîne s'arrête, alors le potentiel érosif des rivières diminue, entraînant le lissage de la topographie en altitude (Fig. 2). Ainsi, suivant cette hypothèse, le lissage de la topographie, s'il s'accompagne d'une certaine diminution de l'altitude de la chaîne, ne nécessite pas une chute de cette altitude jusqu'à un niveau proche de celui de la mer. Il est à noter qu'un tel modèle implique la conservation d'une racine crustale.

L'une des caractéristiques majeures de la chaîne des Pyrénées, reconnue depuis longtemps, est la présence de reliques de surface d'aplanissement culminant à plus de 2000 m (par exemple, [2,4,6,14,22,27,32,36–39,46] (Fig. 3). Ces surfaces ont toujours été interprétées comme la marque d'un soulèvement d'autant de cette chaîne depuis le Mio-Pliocène [9,10,13,14,22], alors que la tectonique compressive pyrénéenne était finie (par exemple, [4,18,45]). Une telle interprétation suppose un aplanissement des Pyrénées au cours de l'Oligocène–Miocène, puis une nouvelle surrection dont la cause reste énigmatique, qu'elle soit tectonique ou thermique. Il est à noter qu'une surrection de 2000 m des Pyrénées nécessiterait, dans l'hypothèse tectonique, un épaississement crustal de l'ordre de 12 km. S'il existe bien une racine crustale actuellement sous les Pyrénées, le Moho s'enfonçant jusqu'environ 50 km, il est très peu probable que cette racine se soit constituée à partir du Mio-Pliocène, aucune trace de tectonique compressive d'ampleur n'ayant été enregistrée depuis cette époque. De même, aucune trace de processus de type délamination lithosphérique [47], entraînant une variation drastique de densité, n'est observée, telle que par exemple une augmentation du flux de chaleur (volcanisme, flux de chaleur élevé en surface...).

Le cas des Pyrénées n'est pas unique et le problème s'est également posé depuis très longtemps aux géographes, géomorphologues et géologues dans les Rocheuses américaines [7,30,44,48]. Aussi, l'existence de surfaces d'érosion planes en haute altitude dans les chaînes n'est pas un problème fortuit, mais pose celui, fondamental, de la dynamique de l'érosion des chaînes sur le long terme.

Une autre caractéristique remarquable de la chaîne des Pyrénées sur son flanc sud est l'accumulation très importante de dépôts détritiques, qui aggradent en onlap vers l'intérieur de la chaîne et dont la surface atteint actuellement près de 2000 m [20,40,41,49].

Le confinement du bassin de l'Èbre entre les chaînes Catalane, Ibérique et Celtibérique, à partir de l'Éocène supérieur, a entraîné le comblement de la topographie à relief élevé de l'Éocène moyen par des conglomérats de plusieurs centaines de mètres d'épaisseur sur la bordure sud de la zone axiale et par leurs équivalents distaux dans le centre du bassin lacustre [6,20,40–42,45]. Les témoins du remplissage fini-Miocène culminent respectivement de 900 à 2000 m, dans le centre du bassin et sur la bordure sud de la zone axiale, respectivement. La reconstruction du paléopiedmont miocène des Pyrénées basé sur ces corps sédimentaires (Fig. 4) souligne la corrélation spatiale entre le piedmont miocène et les surfaces d'érosion de la zone axiale. Dans les Pyrénées orientales, ces surfaces d'érosion sont recouvertes par des dépôts continentaux détritiques d'âge Miocène supérieur (par exemple, [6,9,12,43]). Ainsi, les relations spatiales et temporelles entre le piedmont sud pyrénéen miocène et les hautes surfaces d'érosion miocènes à faible relief de la zone axiale supportent l'hypothèse suivant laquelle le développement d'une « haute pénéplaine » dans la zone axiale est contrôlé par l'altitude de son niveau de base, défini par la partie amont du piedmont de sédimentation miocène.

Sur le versant nord, le bassin d'Aquitaine montre une évolution similaire à celle du bassin de l'Ebre, c'est-à-dire caractérisée par le passage d'une sédimentation marine à continentale au cours de l'Éocène [26], bien que le drainage soit resté connecté à l'Atlantique. Sur ce versant, on n'observe pas de reliques de corps sédimentaires aussi spectaculaires. Actuellement, le piedmont miocène du cône de Lannemezan atteint 600–700 m [27]. Suivant le modèle proposé ici, la présence de reliques de surfaces d'aplanissement implique que les dépôts détritiques sur le versant nord aient pu atteindre des altitudes plus élevées [4]. Dans ce sens, les « brèches » sédimentaires polygéniques post-métamorphiques et continentales observées le long de la bordure nord de la zone axiale (par exemple, [16,17,29]) sont probablement des témoins de la sédimentation de piedmont sur le versant nord.

Les mécanismes d'aplanissement des chaînes de montagnes généralement envisagés, qu'ils fassent appel à l'érosion seule ou combinée à des processus tectoniques et/ou thermiques, impliquent une diminution à terme de l'altitude des chaînes proche du niveau marin, qui est supposé correspondre à leur niveau de base tout au cours de leur évolution.

L'exemple des Pyrénées montre, à l'inverse, que le niveau de base d'une chaîne n'est pas tant constitué par le niveau de la mer que par l'altitude maximale atteinte par les produits d'érosion constitutifs de son piedmont. Ce fait, finalement très simple, peut conférer aux chaînes de montagnes une évolution identique au modèle d'aplanissement classique de Davis, à la différence majeure près que cet aplanissement se développe à une altitude élevée dépendant de l'altitude maximale atteinte par le piedmont.

Finalement, la présence en altitude d'une surface d'aplanissement disséquée ne peut être utilisée de façon directe comme la marque d'un soulèvement tectonique.