bassin sédimentaire (suite)
Du fait du pendage général en direction du centre de la cuvette, les cuestas présentent un tracé arqué à convexité tournée vers la périphérie. Mais de multiples accidents structuraux sont responsables de bien des irrégularités de détail : en particulier, des ondulations transversales au pendage général provoquent des avancées et des rentrants du tracé à l’échelle de la dizaine de kilomètres.
Les bassins sédimentaires sont plus ou moins riches en cuestas : dans les séries monotones, celles-ci sont rares ; ainsi, dans l’ouest du Bassin parisien, seule la cuesta crétacée a été mise en valeur, faute d’autres alternances de couches dures et tendres en dehors du Bessin. Au contraire, lorsque la série sédimentaire présente des contrastes répétés, les escarpements se succèdent en auréoles concentriques : la partie orientale du Bassin parisien ou le bassin du Mississippi, à l’ouest du fleuve, en sont de bons exemples. Dans ce cas, la succession des cuestas est plus ou moins rapide suivant l’épaisseur des couches : lorsqu’elles sont minces, les cuestas sont très rapprochées ; à la limite, deux cuestas peuvent se trouver groupées en un seul talus à replat : c’est alors une côte double, comme la côte de Meuse à Neufchâteau, où la cuesta bajocienne et celle du Charmouthien sont confondues. Mais la distance séparant deux cuestas dépend aussi de la valeur du pendage : plus les couches sont inclinées, plus les cuestas sont rapprochées. Le Bassin souabe-franconien illustre bien ce fait : deux cuestas principales y forment la charpente du relief. Au sud-ouest, sur la retombée du massif de la Forêt-Noire, le pendage est accusé : les deux côtes sont resserrées et même localement confondues. Au contraire, dans l’axe de l’Odenwald et du Spessart, le pendage est très faible, et 50 km séparent le Steigerwald (côte du Keuper) du Jura franconien (côte jurassique).
Au pied des escarpements monoclinaux courent d’étroites dépressions creusées dans les bandes de roches tendres. Elles font figure de petites plaines, dont la largeur est liée à la fois à l’épaisseur des roches tendres et à la valeur du pendage. Elles sont parfois dominées çà et là de buttes témoins, abandonnées à l’avant du front de côte par le recul de la cuesta et dont la conservation s’explique toujours par une position protégée, à laquelle les données structurales ne sont généralement pas étrangères. Les buttes de la région parisienne sont des témoins de l’ancienne extension des plateaux de meulière de Beauce vers le nord de la Seine ; elles sont logées dans des ondulations synclinales qui en favorisent la protection.
D’autres dépressions, de forme circulaire ou elliptique, comme la Sologne dans le Bassin parisien ou la cuvette tertiaire de Londres, s’observent dans certains bassins sédimentaires. Correspondant à des ombilics d’affaissement tardif, elles constituent des plaines très plates, dont la position n’est pas nécessairement au cœur du bassin et est souvent même nettement excentrique.
Plateaux, cuestas et dépressions ne s’ordonnent pas au hasard : les strates sédimentaires se relevant dans l’ensemble vers les bordures, ils tendent à se succéder en un plan concentrique. Mais on ne saurait ramener tous les bassins sédimentaires à un schéma aussi rigide ; la notion même de cuvette n’est qu’une approximation fort éloignée de la réalité infiniment complexe de certains bassins. En fait, chaque cuvette sédimentaire a une physionomie particulière, dont l’originalité s’explique par la combinaison de multiples facteurs structuraux et morphogénétiques.
La genèse du relief des bassins sédimentaires
La phase sédimentaire
Elle appartient à l’histoire géologique, mais ses modalités ont deux sortes de répercussions sur le relief.
En premier lieu, la diversité du relief d’une cuvette sédimentaire dépend des possibilités offertes à l’érosion différentielle. Or, ces possibilités résultent des conditions dans lesquelles la sédimentation s’est effectuée. Lorsque le bassin a été envahi par la mer, la nature lithologique des sédiments variait suivant la profondeur (quoique toujours modeste), la distance à la côte et surtout le système morphogénétique, qui s’attaquait aux reliefs émergés alimentant la sédimentation ; dans ces séries alternent des calcaires et des marnes ou des argiles, parfois des sables. Dans les anciennes cuvettes d’épandage continentales, la sédimentation est généralement beaucoup plus monotone : les argiles, les sables et les conglomérats dominent et n’offrent qu’une résistance médiocre, sauf lorsque les sables ont été consolidés en grès. De plus, si la sédimentation marine présente une certaine uniformité sur de vastes étendues, les séries continentales sont, au contraire, caractérisées par la fréquence des changements latéraux de faciès, qui engendrent dans le relief des discontinuités. Le bassin du Congo, par exemple, n’est pas dépourvu de cuestas, car les alternances de grès et de sables (ou d’argiles) sont nombreuses, mais aucune ne se suit sur de longues distances, car les grès sont généralement lenticulaires et de multiples discordances ont engendré des structures imbriquées.
En second lieu, la dynamique de l’affaissement commande la mise en place des dépôts. Or, la vitesse de subsidence est inégale d’un point à un autre du bassin. À chaque période correspond un pôle de subsidence maximale, lequel migre brusquement au cours de l’histoire géologique. Par exemple, dans le Bassin parisien, l’affaissement maximal était localisé au Jurassique dans la partie orientale ; puis, au Crétacé, il s’est déplacé vers le centre-ouest pour se situer, à partir de l’Éocène, dans la région parisienne, avant de gagner les pays de la Loire au Miocène. Il en résulte la profonde dissymétrie entre les parties orientale et occidentale de la cuvette : à la richesse en cuestas dégagées dans les puissantes assises jurassiques de la première s’oppose la monotonie des plateaux crayeux modelés aux dépens du Crétacé dans la seconde, tandis que l’ombilic méridional n’a guère permis à l’érosion de creuser et de mettre en valeur des formes structurales nettes.