Calédonides scandinaves

Calédonides

Carte géologique simplifiée de la Fennoscandie. Les nappes calédoniennes sont représentées en vert. Notez les fenêtres du socle rocheux appartenant à la ceinture ignée transscandinave en bleu. Les provinces svecofennienne et sveconorvégienne sont représentées respectivement en jaune et saumon.

Reconstruction montrant la collision de trois paléocontinents pendant l’orogenèse calédonienne il y a environ 390 millions d’années. La ligne rouge montre où s’étend la suture d’Iapetus à l’heure actuelle. Notez que les calédonides scandinaves n’étaient qu’une branche de l’orogenèse calédonienne qui a affecté une grande partie de l’Europe actuelle.

La plupart des roches des montagnes scandinaves sont calédoniennes, ce qui signifie qu’elles ont été mises en place par l’orogenèse calédonienne. Les roches calédoniennes recouvrent les roches des provinces svecokareliennes et sveconorvégiennes, beaucoup plus anciennes. Les roches calédoniennes forment en fait de grandes nappes (en suédois : skollor) qui ont été poussées sur les roches plus anciennes. Une grande partie des roches calédoniennes a été érodée depuis leur mise en place, ce qui signifie qu’elles étaient autrefois plus épaisses et plus contiguës. L’érosion laisse également entendre que les nappes de roches calédoniennes s’étendaient autrefois plus à l’est qu’aujourd’hui. L’érosion a laissé subsister des massifs de roches calédoniennes et des fenêtres de roches précambriennes.

Bien qu’il y ait quelques désaccords, les géologues reconnaissent généralement quatre unités parmi les nappes : une unité supérieure, une unité supérieure, une unité moyenne et une unité inférieure. L’unité inférieure est constituée de roches sédimentaires d’âge édiacarien (vendien), cambrien, ordovicien et silurien. Des morceaux de roches du bouclier précambrien sont par endroits également incorporés dans les nappes inférieures.

C’est au cours du Silurien et du Dévonien que les nappes calédoniennes se sont empilées sur les roches plus anciennes et sur elles-mêmes. Cela s’est produit en relation avec la fermeture de l’océan Iapetus lorsque les anciens continents de Laurentia et Baltica sont entrés en collision. Cette collision a donné naissance à une chaîne de montagnes de la taille de l’Himalaya, les monts Calédoniens, dont la superficie est à peu près la même que celle des montagnes scandinaves actuelles. Les monts Calédoniens ont commencé un effondrement post-orogénique au Dévonien, ce qui implique une extension et une subsidence tectoniques. Bien qu’elles se trouvent à peu près dans la même région, les anciennes montagnes calédoniennes et les montagnes scandinaves modernes n’ont aucun lien entre elles.

OrigineEdit

L’origine de la topographie actuelle des montagnes est débattue par les géologues. D’un point de vue géologique, les montagnes scandinaves constituent une marge continentale passive élevée, semblable aux montagnes et aux plateaux que l’on trouve de l’autre côté de l’Atlantique Nord, dans l’est du Groenland ou dans la Great Dividing Range d’Australie. Les montagnes scandinaves ont atteint leur hauteur par des processus tectoniques différents de l’orogenèse, principalement au Cénozoïque. Un modèle de soulèvement en deux étapes a été proposé pour les montagnes scandinaves du sud de la Norvège. Une première étape au Mésozoïque et une seconde étape à partir de l’Oligocène. Le soulèvement de la Norvège du Sud a élevé l’extension la plus occidentale de la pénéplaine sub-cambrienne qui fait partie de ce que l’on appelle la surface paléique en Norvège. Dans le sud de la Norvège, les montagnes scandinaves ont connu leur principale phase de soulèvement plus tard (néogène) que dans le nord de la Scandinavie, dont la principale phase de soulèvement remonte au paléogène. Par exemple, le Hardangervidda s’est soulevé du niveau de la mer à ses 1200-1100 m actuels au début du Pliocène.

Les différents épisodes de soulèvement des montagnes scandinaves étaient similaires en orientation et ont incliné les surfaces terrestres vers l’est tout en permettant aux rivières d’inciser le paysage. Certaines de ces surfaces inclinées constituent le paysage des plaines de Muddus du nord de la Suède. L’inclinaison progressive a contribué à créer le schéma de drainage parallèle du nord de la Suède. On pense que le soulèvement est dû à des failles normales parallèles à la côte et non à un domage sans faille. Par conséquent, l’étiquetage commun des montagnes scandinaves méridionales et des montagnes scandinaves septentrionales comme deux dômes est trompeur. Les avis sont partagés sur la relation entre les plaines côtières de Norvège, le strandflat, et le soulèvement des montagnes.

Contrairement aux montagnes orogéniques, il n’existe pas de modèle géophysique largement accepté pour expliquer les marges continentales passives élevées telles que les montagnes scandinaves. Divers mécanismes de soulèvement ont toutefois été proposés au fil des ans. Une étude de 2012 soutient que les montagnes scandinaves et d’autres marges continentales passives élevées partagent très probablement le même mécanisme de soulèvement et que ce mécanisme est lié aux contraintes de champ lointain dans la lithosphère terrestre. Selon ce point de vue, les montagnes scandinaves peuvent être assimilées à un pli lithosphérique anticlinal géant. Le pliage pourrait avoir été causé par une compression horizontale agissant sur une zone de transition entre croûte mince et croûte épaisse (comme le sont toutes les marges passives).

Des lignes de recherche alternatives ont souligné le rôle du climat dans l’induction d’une érosion qui induit une compensation isostatique ; l’érosion et l’incision fluviales et glaciaires au cours du Quaternaire auraient contribué au soulèvement de la montagne en forçant une réponse isostatique. La quantité totale de soulèvement produite par ce mécanisme pourrait atteindre 500 m. D’autres géoscientifiques ont impliqué le diapirisme dans l’asthénosphère comme étant la cause du soulèvement. Une hypothèse stipule que le soulèvement précoce des montagnes scandinaves pourrait être redevable des changements de densité de la lithosphère et de l’asthénosphère causés par le panache d’Islande lorsque le Groenland et la Scandinavie se sont séparés par rift il y a environ 53 millions d’années.

Géologie quaternaireEdit

De nombreuses pentes et vallées sont rectilignes car elles suivent des fractures tectoniques plus sujettes à l’érosion. Un autre résultat de la tectonique dans le relief est que les pentes correspondant aux parois de pied des failles normales ont tendance à être droites.Il existe des preuves que la ligne de partage des eaux entre la mer de Norvège et les rivières coulant vers le sud-est était autrefois plus à l’ouest. On pense que l’érosion glaciaire a contribué au déplacement de la ligne de partage, qui dans certains cas aurait dû dépasser 50 km. Une grande partie des montagnes scandinaves a été sculptée par l’érosion glaciaire. La chaîne de montagnes est parsemée de cirques glaciaires généralement séparés les uns des autres par des paléosurfaces pré-glaciaires. L’érosion glaciaire a été limitée dans ces paléosurfaces qui forment généralement des plateaux entre les vallées. En tant que telles, les paléosurfaces ont fait l’objet d’un écoulement glaciaire divergent et lent pendant les glaciations. En revanche, les vallées ont concentré le flux de glace en formant des glaciers rapides ou des courants de glace. A certains endroits, les cirques coalescés forment des arêtes et des pics pyramidaux. Le remodelage glaciaire des vallées est plus marqué dans la partie occidentale de la chaîne de montagnes où les vallées noyées en forme de glacier constituent les fjords de Norvège. Dans la partie orientale de la chaîne de montagnes, le remodelage glaciaire des vallées est plus faible. De nombreux sommets de montagne contiennent des champs de blocs qui ont échappé à l’érosion glaciaire, soit parce qu’ils étaient des nunataks pendant les périodes glaciaires, soit parce qu’ils étaient protégés de l’érosion par la glace des glaciers à base froide. Les systèmes karstiques, avec leurs grottes et leurs gouffres caractéristiques, sont présents à divers endroits dans les montagnes scandinaves, mais sont plus courants dans les parties septentrionales. Une grande partie de la chaîne de montagnes est recouverte de dépôts d’origine glaciaire, notamment des couvertures de till, des moraines, des drumlins et des matériaux fluvioglaciaires sous forme de plaines d’épandage et d’eskers. Les surfaces rocheuses nues sont plus fréquentes sur le versant ouest de la chaîne de montagnes. Bien que les âges de ces dépôts et reliefs varient, la plupart d’entre eux se sont formés en relation avec la glaciation weichsélienne et la déglaciation subséquente.

Reconstruction de l’Europe pendant le dernier maximum glaciaire des périodes des glaciations weichsélienne et würm. notez que l’ensemble des montagnes scandinaves sont recouvertes de glace de glacier (blanc).

Les glaciations cénozoïques qui ont affecté la Fennoscandie ont très probablement commencé dans les montagnes scandinaves. On estime que pendant 50% des 2,75 derniers millions d’années, les montagnes scandinaves ont accueilli des calottes glaciaires et des champs de glace centrés sur les montagnes. Les champs de glace à partir desquels l’inlandsis fennoscandien s’est développé à plusieurs reprises ressemblaient très probablement aux champs de glace actuels de la Patagonie andine. Au cours du dernier maximum glaciaire (environ 20 ka BP), toutes les montagnes scandinaves étaient recouvertes par l’inlandsis fennoscandien, qui s’étendait bien au-delà des montagnes, au Danemark, en Allemagne, en Pologne et dans l’ancienne URSS. Lorsque la marge glaciaire a commencé à reculer (22-17 ka BP), l’inlandsis s’est concentré de plus en plus dans les montagnes scandinaves. Le recul de la marge glaciaire a conduit la nappe glaciaire à se concentrer dans deux parties des montagnes scandinaves, une partie dans le sud de la Norvège et une autre dans le nord de la Suède et de la Norvège. Ces deux centres ont été reliés pendant un certain temps, de sorte que la liaison a constitué une barrière de drainage majeure qui a formé plusieurs grands lacs éphémères endigués par la glace. Vers 10 ka BP, le lien avait disparu, tout comme le centre sud de la calotte glaciaire un millier d’années plus tard. Le centre nord est resté quelques centaines d’années de plus et, à 9,7 ka BP, les monts Sarek orientaux abritaient le dernier vestige de l’inlandsis fennoscandien. Lorsque la calotte glaciaire s’est retirée dans les montagnes scandinaves, elle n’était pas semblable à la glaciation de montagne précoce qui a donné naissance à la calotte glaciaire, car la ligne de partage des eaux était à la traîne alors que la masse de glace se concentrait à l’ouest.