Montagne

La proportion de terres émergées situées à plus de 1 000 mètres d'altitude est d'environ un quart^,, auquel peuvent s'ajouter 10 % de terres situées à une altitude inférieure mais présentant de fortes pentes selon les critères du Centre de surveillance de la conservation de la nature (UNEP-WCMC). Dans le détail, les reliefs montagneux couvrent approximativement 33 % de l'Eurasie, 24 % de l'Amérique du Nord, 19 % de l'Amérique du Sud et 14 % de l'Afrique.

Dans un massif montagneux, les sommets sont reliés par des crêtes et séparés par des cols, points les plus bas sur cette crête, et par des vallons, voire par de larges vallées, qui séparent plus généralement les différents massifs. Un sommet peut avoir une cime principale et des cimes secondaires.

La géomorphologie des montagnes dépend de différents facteurs : leur processus de formation (orogenèse), la vitesse de déformation (mouvements verticaux et horizontaux des roches), la nature des roches (les roches tendres donnent des reliefs plus doux que les roches dures) et le climat.

Dans les chaînes de collision jeunes et les chaînes anciennes considérablement rajeunies, les sommets sont généralement qualifiés de « pics », lorsqu'ils ont une forme conique, ou d'« aiguille », lorsqu'ils sont particulièrement acérés sur une arête, voire de « dent » lorsqu'ils se détachent du relief. On trouve aussi les qualificatifs de « pointe », de « tête » ou encore de « roche, rocher, roc ». Lorsqu'ils ont connu une glaciation, les sommets peuvent présenter une forme de pic pyramidal dominant des vallées et cirques glaciaires.

Le relief de plissement se traduit par une géomorphologie spécifique. Le sommet d'un anticlinal forme un mont. Dans un relief conforme, de type jurassien, le fond d'un synclinal constitue un val. Une dépression au sommet d'un mont est une combe. Les corniches rocheuses en bord de val ou de combe sont appelées crêts. Les cluses sont des dépressions traversant perpendiculairement les anticlinaux. Dans un relief inverse, de type préalpin, les synclinaux se retrouvent au niveau des points hauts par érosion différentielle et sont dits « perchés ». Le relief appalachien est un type particulier de relief de plissement ayant été largement aplani, puis à nouveau soulevé provoquant une reprise de l’érosion. Dans ce cas, les anticlinaux et les synclinaux sont nommés respectivement barres et sillons.

En domaine extensif, le rebord d'un horst forme généralement un long escarpement de faille. L'érosion contribue à créer des sommets individualisés.

Les reliefs volcaniques sont de deux grands types. Les volcans explosifs se présentent généralement sous la forme de stratovolcans, d'aspect conique, ou de dômes de lave. Les stratovolcans peuvent supporter des dômes de lave et des cônes de scories secondaires, auquel cas ils sont dits complexes ; les volcans Somma en font partie. Les volcans effusifs se présentent sous la forme de volcans boucliers, de grandes dimensions avec de très faibles pentes. Ceux-ci peuvent également supporter des cônes volcaniques. Lorsque les volcans boucliers émettent des laves sous une calotte glaciaire, ils forment des tuyas. La majorité des volcans sous-marins sont des volcans boucliers. Les stratovolcans et les volcans boucliers présentent généralement à leur sommet des cratères et parfois, lorsque leur chambre magmatique se vide, une vaste caldeira.

• Comparaison de stratovolcans et volcans boucliers
• Vue du mont Damavand en hiver, stratovolcan endormi et point culminant de l'Iran.
• Vue du mont Fuji, stratovolcan actif et point culminant du Japon.
• Vue aérienne du Mauna Loa, volcan bouclier à Hawaï.
• Vue du Skjaldbreiður, volcan bouclier en Islande.
• Vue du Herðubreið, tuya en Islande.

Dans les bassins sédimentaires, l'érosion différentielle peut également mettre au jour des reliefs. Si les couches sédimentaires sont monoclinales, c'est-à-dire inclinées et non plissées (couches de même pendage), avec une alternance de roches dures au-dessus et tendres en dessous, l'érosion forme en bordure du bassin une cuesta, au front raide et au revers peu incliné ; si le fragment rocheux est totalement isolé, il constitue une butte-témoin^,,. Si les couches ne sont pas inclinées, ou faiblement, l'érosion peut provoquer l'apparition d'un relief tabulaire appelé mesa s'il constitue un plateau, butte si ses dimensions sont moindres^,, planèze si l'origine est un relief volcanique inversé, ou tepuy en milieu tropical. Parmi les différentes formes d'inselberg, on trouve le bornhardt et le kopje, qui sont respectivement un monolithe naturel inclusif et un amoncellement de rochers, ou encore le morne, en milieu tropical, le monadnock en zone tempérée^,, le neck et le dyke, qui sont respectivement les résidus d'une cheminée volcanique et d'un filon volcanique vertical dégagés par l'érosion.

Il existe à la surface des continents deux grandes zones principales d'orogenèse active : la ceinture alpine et la ceinture circum-pacifique^,.

La première est issue de la fermeture, dès le Crétacé, de l'océan Téthys, principalement par collision des plaques africaine et indienne avec l'Eurasie depuis l'Éocène. Elle s'étend du Maghreb à l'Asie du Sud-Est. Elle comprend la majeure partie de l'Atlas, l'arc de Gibraltar, les Pyrénées, les Alpes, le massif du Jura, les Apennins, les Carpates, les Balkans, l'Anatolie, le Caucase, l'Elbourz, les monts Zagros, les monts Hajar, le Kopet-Dag, l'Hindou Kouch, le Pamir, le Karakoram, l'Himalaya, le plateau tibétain, la cordillère du Kunlun, les monts Hengduan, la chaîne Tenasserim et les Bukit Barisan^,,.

La seconde s'étend sur le pourtour de l'océan Pacifique, le long de fosses océaniques. Elle se met en place dès le début du Mésozoïque. C'est une zone volcanique extrêmement active. En Amérique, jusqu'à la terre de Graham en Antarctique au sud, elle se matérialise par la cordillère américaine et englobe la chaîne aléoutienne, la chaîne Brooks, la chaîne d'Alaska, les monts Mackenzie, les chaînes côtières du Pacifique, les montagnes Intérieures, la chaîne Columbia, les montagnes Rocheuses, la sierra Madre orientale, la sierra Madre del Sur, la sierra Madre de Chiapas, la cordillère Centrale, la cordillère de Talamanca, l'arc insulaire des Antilles, la cordillère des Andes et les Antarctandes. Sur la marge occidentale du Pacifique, elle est constituée par les monts de Verkhoïansk, les monts Tcherski, les montagnes du Kamtchatka (chaîne Orientale et chaîne Centrale) et du Japon (dont les Alpes japonaises), la chaîne de Sikhote-Aline, les montagnes de Taïwan, des Philippines et des îles de la Sonde (Indonésie), la chaîne Centrale de Nouvelle-Guinée et les Alpes de Nouvelle-Zélande^,,.

À une moindre échelle, la vallée du Grand Rift est également un système montagneux très jeune, apparu seulement vers l'Oligocène. Il inclut les monts Nur, les montagnes des Alaouites, le mont Liban, l'Anti-Liban, les monts de Judée, la pointe méridionale du Sinaï, les monts Sarawat, le bloc Danakil, les hauts plateaux d'Éthiopie, le Rwenzori, les montagnes des Virunga, les monts Bleus, les monts Mitumba, l'Aberdare, le massif du Ngorongoro, les Southern Highlands et les Mafinga Hills.

À l'inverse, un système montagneux majeur, désormais inactif, a été constitué par plusieurs phases orogéniques au cours du Paléozoïque. Il comprend les Appalaches, les montagnes d'Irlande, les Highlands d'Écosse, l'Est du Groenland, les Alpes scandinaves, les Spitzberg, la Cornouailles, l'Anti-Atlas, les Mauritanides, le centre de la péninsule Ibérique dont le Système central et le Système ibérique, l'ensemble de la chaîne varisque (ou localement hercynienne) constituée par le Massif armoricain, le Massif central, le massif des Vosges, la Forêt-Noire, le massif schisteux rhénan, le Harz, le massif de Bohême et le massif de Thuringe-Franconie, ainsi que l'Oural, le Tian Shan, l'Altaï, les monts Saïan, les monts Khangaï, les monts Baïkal et les monts Stanovoï^,,.

Un autre système montagneux ancien, dit panafricain, s'est formé progressivement entre le Permien et le Jurassique, accompagnant l'assemblage puis la dislocation du Gondwana, au niveau du plateau des Guyanes, des massifs de l'Est du Brésil (dont la serra do Mar), des montagnes de la ceinture plissée du Cap puis du Grand Escarpement africain, des monts Ellsworth et autres massifs de la terre de la Reine-Maud en Antarctique, des montagnes de Madagascar et des Ghats occidentaux et orientaux en Inde^,.

Plus ancienne encore est l'orogenèse ayant donné naissance au Cambrien à la chaîne Transantarctique, largement rajeunie au Crétacé, ainsi qu'aux chaînes du Mont-Lofty et de Flinders en Australie-Méridionale^,,. La Cordillère australienne est une chaîne de montagne majeure dont la formation par accrétion à partir du Carbonifère peut être considérée comme leur prolongation tardive, mais les phases suivantes incluant du volcanisme, un soulèvement isostatique et un rifting l'en distinguent nettement^,.

Quoi qu'il en soit, le plus long système montagneux sur Terre se trouve au fond des océans, au niveau de la dorsale médio-océanique.

La principale notion pour apprécier la hauteur d'un sommet est l'altitude. Elle est relativement moderne et reste très vague jusqu'au . Auparavant, la distance depuis laquelle un sommet était observable était déterminante et favorisait les plus proches de la mer. Sur Terre, l'altitude se définit par rapport au niveau de la mer. Tous les sommets de plus de 7 000 mètres d'altitude se trouvent en Asie, en particulier les quatorze sommets de plus de 8 000 mètres, dans l'Himalaya et le Karakoram : Everest (8 849 K2 (8 611 Kangchenjunga (8 586 Lhotse (8 516 Makalu (8 485 Cho Oyu (8 188  (8 167 Manaslu (8 163 Nanga Parbat (8 126  (8 091  (8 080 Broad Peak (8 051  (8 035 Shishapangma (8 027 . Le sommet le plus élevé en dehors d'Asie est l'Aconcagua (6 962 Amérique du Sud. Les sept sommets sont les sommets les plus élevés de chacun des sept continents, mais ils sont soumis à des interprétations variables.

D'autres référentiels peuvent être pris en considération : en se référant à la base de la montagne, c'est-à-dire le dénivelé, le Nanga Parbat (environ 7 000 Indus distante de 25 Denali (environ 5 500 Kilimandjaro (4 800 à 5 200 ) sont particulièrement notables ; en tenant compte de sa partie émergée, le Mauna Kea a une élévation verticale de plus de 9 000 mètres, alors que son voisin, le Mauna Loa, moins élevé mais plus volumineux, s'enfonce plus profondément dans le plancher océanique et présente une hauteur totale d'environ 17 000 mètres depuis sa racine^, ; le sommet du Chimborazo, en raison du renflement équatorial, est le point de la surface le plus éloigné du centre de la Terre.

La notion de hauteur de culminance, ou proéminence topographique, s'est ainsi développée pour prendre en compte l'importance du relief. Ébauchée dans les années 1920 par John Rooke Corbett pour les hauteurs d'Écosse, elle est normalisée à partir des années 1960. Elle correspond à la différence d'altitude entre un sommet donné et l'ensellement ou le col le plus élevé permettant d'atteindre une cime encore plus haute. Selon cette définition, les dix plus hauts sommets du monde sont, dans l'ordre, l'Everest (8 849 pic Cristóbal Colón (5 509 mont Logan (5 250 pic d'Orizaba (4 922 massif Vinson (4 892 Puncak Jaya (4 884 Elbrouz (4 741 .

L'isolement topographique est la distance séparant un sommet du point d'altitude supérieure ou égale le plus proche. Ainsi, les dix sommets les plus isolés au monde sont l'Everest, l'Aconcagua (16 520 mont Orohena (4 133 Gunnbjørn (3 254 Aoraki/Mont Cook (3 140 .

La plus haute montagne connue avec précision du Système solaire est Olympus Mons, volcan bouclier sur la planète Mars avec 21,2 kilomètres d'altitude et 21,9 kilomètres de hauteur, pour un diamètre de 600 kilomètres. Les autres planètes telluriques présentent également des formations montagneuses : Maxwell Montes, culminant à Skadi Mons sur Vénus à 10,7 kilomètres d'altitude pour 6,4 kilomètres de hauteur, dont l'origine est tectonique, et Caloris Montes, s'élevant à moins de 3 kilomètres de hauteur à la suite d'un impact sur Mercure. Il en est de même pour nombre de satellites et de planètes mineures. Ainsi, sur (4) Vesta, le pic central de Rheasilvia s'élève à environ 22 kilomètres au-dessus du fond du cratère d'impact, soit une hauteur comparable à celle d'Olympus Mons mais de loin la plus haute du Système solaire par rapport au diamètre de son astre. La crête équatoriale de Japet, dont l'origine est incertaine, mesure environ 20 kilomètres de haut. Le point culminant de Io se trouve sur Boösaule Montes, dont l'origine est tectonique ; il a environ 18 kilomètres de hauteur. Sur Mimas, le cratère d'impact Herschel possède également un pic central ; sa hauteur atteint 7 kilomètres. Le plus haut sommet de la Lune, le mont Huygens, dans les monts Apennins, mesure 5,5 kilomètres.

Plusieurs astres du Système solaire possèdent des formations à l'aspect de montagnes, mais qui seraient constituées de glace, appelées cryovolcans, absents sur Terre. Parmi les candidats à ce processus figurent le mont Ahuna sur (1) Cérès, Doom Mons sur Titan et éventuellement quelques reliefs de Pluton.

• Montagnes remarquables du Système solaire
• Schéma des dimensions comparées d'Olympus Mons avec les plus hautes montagnes terrestres : le Mauna Kea et l'Everest.
• Image de synthèse en vue oblique de Rheasilvia avec une échelle de la hauteur en couleurs.
• Vue en gros plan de la crête équatoriale de Japet.
• Image de synthèse représentant Ishtar Terra avec Maxwell Montes près du centre.
• Vues du mont Ahuna.

En raison des précipitations qui s'abattent sur elles, du manteau neigeux voire des glaciers qui peuvent s'y former et y constituer un stockage sous forme solide, permettant une régulation du débit des cours d'eau vers la plaine, les montagnes sont d'importantes ressources en eau douce. Les plus grands fleuves prennent tous leur source sur des hautes terres. C'est pourquoi les montagnes sont qualifiées de « châteaux d'eau »^,,.

L'eau des montagnes s'écoule vers les plaines au travers du réseau fluvial et des nappes d'eau souterraine. Dans les parties les plus hautes et les plus pentues, au travers de ravins, les torrents arrachent des sédiments par érosion au niveau de la « zone de production ». Le blocage puis la purge des chenaux entraînent des coulées de débris qui laissent apparaître la roche du lit. Dans la partie intermédiaire se trouve la « zone de transport », qui jaillit entre les rochers, formant des cuvettes et des petites chutes d'eau en « marches d'escalier ». Au niveau des piémonts se trouve la « zone de dépôt », avec la pente la plus faible mais la largeur la plus importante, permettant une sédimentation.

Plus de la moitié de la population mondiale dépend de cette eau ; dans les zones arides et semi-arides, cette proportion grimpe aux alentours de 90 %^,. Par exemple, les dix plus grands fleuves de l'aire Hindou Kouch–Himalaya alimentent à eux seuls les besoins en eau douce de 20 % de la population mondiale ; de même, le mont Kenya fournit de l'eau à sept millions d'habitants.

Toutefois, le changement climatique perturbe le régime des précipitations, notamment leur répartition saisonnière, et les capacités de régulation des écosystèmes. Le recul des glaciers amoindrit les capacités de stockage en eau douce. De plus, l'exploitation des régions montagneuses, notamment par déforestation, fragilise leur écosystème et favorise le ruissellement de surface entraînant des glissements de terrain et des inondations. À l'inverse, l'irrigation et la rétention d'eau pour l'hydroélectricité en amont contribuent aux sécheresses en aval^,.

Les processus de formation des ensembles montagneux mettent le plus souvent en jeu des mouvements tectoniques. Plusieurs types d'orogenèse (littéralement « naissance de relief ») en découlent. Les forces mises en jeu modifient l'équilibre gravitaire par déplacement des masses rocheuses et affectent le géoïde terrestre.

Lorsque la lithosphère continentale se fragmente et que deux plaques se mettent à diverger, l'extension crustale entraîne l'apparition dans le socle de failles normales. Au niveau de la croûte continentale, elles sont listriques et compartimentent le socle en blocs basculés^,. L'arête la plus haute du bloc, à l'aplomb du bord de faille, constitue la crête de la formation montagneuse, avec en général un versant plus abrupt que l'autre du fait de l'angle d'inclinaison (pendage). Ce relief en hémigraben s'observe au niveau des rifts continentaux, par exemple le long de la vallée du Grand Rift, et sur les marges continentales passives^,. Avec l'apparition de la lithosphère océanique, des roches magmatiques remontent en surface et forment une dorsale^,.

Lorsque deux plaques convergent, la lithosphère océanique, plus dense, plonge selon un plan incliné sous la lithosphère continentale au niveau de la zone de subduction. Les roches sédimentaires de la plaque océanique sont comprimées en bordure de la plaque chevauchante au niveau du prisme d'accrétion, tandis que la croûte continentale s'épaissit pour former une cordillère et que les roches de la lithosphère océanique, plongées en profondeur, se transforment en magma sous l'effet de la température et de la pression et remontent par infiltration à la surface pour donner naissance à un arc volcanique, comme dans la cordillère des Andes. Dans le cas d'une convergence entre deux plaques océaniques, un arc insulaire se met en place le long de la fosse océanique, telles les îles Aléoutiennes. Le volcanisme associé à une subduction est généralement explosif. Il se retrouve sur une grande partie de la ceinture de feu du Pacifique.

Si l'océan se referme entièrement, la convergence provoque une collision continentale qui se manifeste par la création d'une chaîne de montagnes par plissement et chevauchement d'une plaque par-dessus l'autre. Le socle continental est parcouru de failles inverses. Les roches au-dessus du socle sont détachées et charriées. Les blocs basculés préalables sont surélevés. Le raccourcissement horizontal de l'écorce terrestre provoque un épaississement crustal vertical, aussi bien vers le haut qu'au niveau de la racine. La fusion partielle des roches en profondeur entraîne des intrusions de granite. La ceinture alpine est essentiellement liée à ce processus de collision et plissement. Le long des marges de coulissage, les terrains de part et d'autre de la faille transformante sont juxtaposés, déformés et soulevés par frottement des deux plaques^,.

Un panache est une remontée de roches très profondes issues du manteau terrestre. Il serait à l'origine du volcanisme de point chaud, généralement effusif. Avec le déplacement des plaques tectoniques au-dessus du panache, qui lui reste fixe, les roches magmatiques forment des chaînes de montagnes. La chaîne sous-marine Hawaï-Empereur en est un bon exemple. En milieu continental, ce volcanisme peut se traduire par des épanchements colossaux de lave appelés trapps, à l'instar de ceux du Deccan au moment du passage du sous-continent indien au-dessus du point chaud de La Réunion.

Lorsque du magma est piégé en profondeur, au cours de l'un de ces processus, il forme un pluton. Son intrusion dans la croûte terrestre peut notamment prendre la forme d'un batholite, d'une laccolite, d'un sill, d'un dyke ou d'un neck^,. Il peut alors déformer les couches supérieures de la croûte continentale mais le relief est surtout révélé par l'érosion qui conduit au dégagement des terrains environnants ; sa roche étant plus résistante, elle peut alors apparaître comme une formation montagneuse. Parfois isolée, elle peut se présenter comme un inselberg. Le massif du Brandberg, par exemple, présente plusieurs de ces caractéristiques.

Un autre phénomène de surrection est provoqué par l'isostasie. Ce n'est pas à proprement parler un processus d'orogenèse ; il est qualifié d'épirogenèse (littéralement « naissance de terre ferme » ou « terre continentale »). Il est provoqué par l'érosion, puissant agent de répartition des masses, ou par un rebond post-glaciaire^,. Dans les deux cas, la croûte continentale est allégée et subit une compensation verticale vers le haut, dite antéclise, de la part de la lithosphère. Si le rapport entre l'érosion des sommets et l'érosion des vallées est positif, les sommets gagnent en altitude. Les Alpes scandinaves ont été considérablement rehaussées et rajeunies par ce processus.

Parmi les phénomènes plus marginaux, les moraines laissées par les glaciers, après leur retrait, peuvent donner naissance à des reliefs de collines, comme la moraine d'Oak Ridges en Amérique du Nord ou les croupes lacustres de la Baltique en Europe. Il en est de même pour les cratères d'impact, qui peuvent présenter un pic central et des rebords escarpés, comme dans le cas du cratère de Steinheim, associé à l'événement du Ries, et parfois des anneaux multiples comme le dôme de Vredefort, le plus grand cratère connu sur Terre.

L'érosion est un facteur majeur de compensation de l'orogenèse. En réduisant la masse superficielle des montagnes, elle participe à la surrection des roches présentes en profondeur, causant à leur tour leur érosion^,. Au niveau des jeunes chaînes montagneuses, elle est de l'ordre de 200 mètres par million d'années, alors qu'elle est quatre fois moindre en moyenne sur l'ensemble des continents. En l'absence de surrection, tous les reliefs de la Terre seraient arasés en quelques dizaines de millions d'années avec la seule érosion. La compensation isostatique est donc un mécanisme de retour à un état d'équilibre par suppression du relief et de la racine crustale.

La météorisation des roches fait appel à plusieurs formes d'érosion. Parmi les formes mécaniques, la thermoclastie contribue à la fragmentation des roches par variations de températures, la cryoclastie faisant de surcroît intervenir les cycles de gel et de dégel. L'hydroclastie implique une alternance de phases d'humectation et de dessiccation de certaines roches capables d'absorber l'eau qui mène à leur délitage. L'érosion fluvioglaciaire, sous l'effet du propre poids du glacier qui glisse et abrase la roche, est responsable du creusement des cirques et des vallées glaciaires « en U », du surcreusement d'ombilics, qui sont remplis par des lacs glaciaires, et du façonnement de pics pyramidaux voire de nunataks. Le ruissellement détache et entraîne les particules par le biais des torrents. La déflation est le phénomène d'érosion éolienne par mise à nu des sols et corrasion des roches. Le produit de ces formes d'érosion mécanique est transporté par action gravitationnelle puis déposé par sédimentation, par exemple sous forme de moraines, de blocs erratiques, d'éboulis et de cônes de déjection, puis de nouveau charrié jusqu'aux océans. Ainsi, l'Himalaya a perdu depuis sa formation plusieurs fois son volume actuel, transporté essentiellement sous forme de sables et de limons vers le golfe du Bengale qui les accumule jusqu'à 3 000 kilomètres au sud du delta du Gange sur une épaisseur atteignant plus de dix kilomètres. La principale forme d'érosion physico-chimique, faisant partie des processus d'altération, est la dissolution par l'eau qui affecte essentiellement le calcaire et donne lieu à des paysages karstiques.

• Formes d'érosion glaciaire
• Vue de la vallée de Yosemite (Californie), vallée glaciaire surcreusée au Quaternaire : des parois de roches cristallines intrusives crétacées de plusieurs centaines de mètres dominent le fond granitique de la vallée.
• Vue du lac Moraine, dans les Rocheuses canadiennes : des éboulis (à gauche) et des moraines (au centre) sont visibles au pied des versants derrière le lac.
• Vue de l'Artesonraju au Pérou : un pic pyramidal caractéristique de l'érosion en haute montagne.
• Vue du cirque de Gavarnie, cirque glaciaire dans les Pyrénées françaises.
• Vue du Fitz Roy, en Argentine.

Pourtant, les modèles d'érosion n'expliquent pas la rapidité de disparition des chaînes montagneuses malgré leur surrection, ni la quantité plus faible qu'attendue de sédiments accumulés dans les bassins. Lorsque la convergence tectonique et la collision continentale ralentissent, un phénomène de relâchement se produit (la contrainte horizontale due aux forces de convergence devient inférieure à la contrainte verticale lithostatique), entraînant une extension et un amincissement crustaux. En effet, avec son épaississement préalable, la croûte est rendue plus ductile par les modifications thermiques et physiques qu'elle a subies. L'affaissement des reliefs est d'autant plus prononcé que des failles normales parcourent déjà le centre des chaînes montagneuses^,. Parmi les hypothèses expliquant ce phénomène d'extension, dit « syn-convergence » ou « post-orogénique », figurent le fluage avec épanchement latéral en profondeur, le retrait de panneau lithosphérique plongeant, le détachement par convection de racine lithosphérique et le détachement de panneau plongeant. Cette extension s'observe aussi bien dans les Alpes et l'Himalaya que dans la province géologique de Basin and Range dans l'Ouest des États-Unis^,.

Une ancienne classification, issue des travaux de William Morris Davis, départageait les chaînes de montagnes tectoniquement actives présentant généralement des pentes fortes et des formes acérées, « jeunes », et les chaînes de montagnes anciennes, « inactives », avec généralement des formes plus douces, érodées.

En outre, certaines éruptions volcaniques sont responsables de la destruction de volcans, en particulier les éruptions pliniennes, phréatique et phréatomagmatique qui ont les plus forts indices d'explosivité volcanique. Les plus destructeurs sont appelés « supervolcans ». En cas de vidange de la chambre magmatique se forme une caldeira, vaste dépression d'ordre kilométrique à la place du sommet.

• Destructions éruptives
• Vue du mont Saint Helens quelques mois après l'éruption de 1980 ayant éventré son sommet.
• Vue de la caldeira du mont Paektu, occupée par un lac de cratère, entre la Chine et la Corée du Nord.

En raison de leur variété de formation, les chaînes de montagnes abritent une importante diversité de roches appartenant aux trois grandes familles : les roches magmatiques, sédimentaires et métamorphiques.

Les roches volcaniques de type explosif, felsiques ou intermédiaires, se trouvent dans les cordillères et les arcs insulaires liés à des zones de subduction : rhyolite, dacite, trachyte, andésite et phonolite. Les roches volcaniques de type effusif, mafiques, se trouvent au niveau des volcans de points chauds et des dorsales océaniques : il s'agit essentiellement de basalte^,. Les roches plutoniques sont l'autre type de roche magmatique, de type intrusif. Lorsqu'elles ont une origine mantellique, équivalente au basalte, elles forment des gabbros et des péridotites présents au niveau des dorsales ; en cas d'obduction, gabbros et basaltes peuvent se retrouver dans des ophiolites dans les chaînes de collision. Lorsqu'elles sont issues de l'anatexie crustale, les roches plutoniques constituent des granites, des granodiorites, des syénites et des diorites ; elles se retrouvent en plutons en fin de processus de subduction et dans les chaînes de collision, ou après érosion dans les bassins sédimentaires sous forme de dykes et de sills.

Les roches sédimentaires sont comprimées dans les prismes d'accrétion sur le front des cordillères, ainsi que dans les reliefs de plissement et les nappes de charriage des chaînes de collision. Les plus fréquentes sont le calcaire, la dolomie, le grès, le shale, la marne, le flysch et la molasse.

Les roches métamorphiques proviennent de roches sédimentaires ou magmatiques ayant subi un métamorphisme en raison des conditions de chaleur et de pression dans la croûte terrestre, ou au contact de magma. Elles se trouvent essentiellement dans les chaînes de collision, au niveau des blocs basculés laissant apparaître le socle. Il s'agit principalement de gneiss (orthogneiss issu de granite ou rhyolite et paragneiss issu de marne), d'amphibolite (issue de basalte), de serpentinite (issue de péridotite), de schiste (issu de shale), de marbre (issu de calcaire et de dolomie), de quartzite (issu d'un grès)^,.

En raison du gradient thermique adiabatique, la température de l'air diminue de 0,5 pression atmosphérique normale d'environ 1 000 niveau de la mer. L'amplitude journalière est plus élevée, en revanche l'amplitude annuelle est plus faible qu'en plaine. Parfois, essentiellement lors de la présence d'un anticyclone, une couche d'inversion peut se mettre en place, inversant le gradient de température et piégeant les masses d'air froid dans les vallées. La différence d'ensoleillement entre l'adret (ou endroit, soulane) et l'ubac (ou paco, ombrée, envers) crée des contrastes thermiques importants.

Lorsque les masses d'air océaniques, chargées d'humidité, rencontrent un relief, elles sont forcées de s'élever au-dessus du versant au vent et, par détente, se refroidissent, se condensent sous forme d'épais nuages et déversent d'importantes précipitations, parfois sous forme de neige. Occasionnellement, une fois les lignes de crêtes franchies, les masses d'air redescendent le long du versant sous le vent et se compriment, créant un effet de foehn. Elles se réchauffent et s'assèchent. La différence de précipitations de part et d'autre est appelée ombre pluviométrique.

Selon la classification de Köppen, le climat alpin, comme le climat polaire, correspond aux zones où aucun mois n'a une température moyenne supérieure à 10 . Sa présence varie grandement en fonction de la latitude : dans le Nord de la Suède, par exemple, sur le  parallèle nord, il est présent dès 650 mètres d'altitude, alors qu'au Kilimandjaro, près de l'équateur, il se trouve au-dessus de 4 000 mètres environ.

En raison de la diminution des températures en fonction de l'altitude, toutes les montagnes, hormis dans les régions polaires, présentent un étagement altitudinal qui leur permet d'abriter des écosystèmes spécifiques^,. Il est inégal selon que le versant est à l'adret ou à l'ubac et selon qu'il est au vent ou sous le vent. Il existe trois biomes en totalité ou principalement influencés par l'altitude et le relief : les prairies et terres arbustives de montagne et leurs 48 écorégions, les forêts de conifères tempérées et leurs 52 écorégions et les forêts de conifères tropicales et subtropicales et leurs 15 écorégions.

• Carte de répartition des prairies et terres arbustives de montagne.
• Carte de répartition des forêts de conifères tempérées.
• Carte de répartition des forêts de conifères tropicales et subtropicales.

Chaque écorégion à caractère montagneux présente une forme d'insularisation écologique à grande échelle d'espèces adaptées aux conditions plus froides qu'en plaine et trouvant parfois un refuge sur les terrains plus escarpés préservés des activités humaines. Nombre de ces espèces sont relictes : elles ont investi les montagnes des zones tempérées à la fin de la dernière période glaciaire, avec la réduction des biotopes froids. Dans les zones intertropicales, cette différenciation est plus ancienne. L'isolement des espèces et leur évolution contribuent à ce que les montagnes abritent près de la moitié de la biodiversité mondiale.

La qualité des sols est un facteur supplémentaire perturbant l'étagement altitudinal. Dans les parties les plus élevées des montagnes, ils sont généralement peu épais, en raison de l'érosion glaciaire et fluviatile (ruissellement), de la pente (glissements de terrain) et de la thermoclastie. Les plantes ne disposent alors pas de l'azote nécessaire à leur développement. Dans les parties intermédiaires des montagnes, où la décomposition et la météorisation sont plus actives, et les parties inférieures, où les produits de l'érosion et les nutriments s'accumulent, leur croissance est au contraire favorisée. Localement, en raison du froid et de l'humidité des sols, des tourbières peuvent se mettre en place et, par l'acidité du milieu, participer à la biodiversité. Les dépôts d'éjectas participent à épaissir et fertiliser les sols dans les régions volcaniques.

Un des marqueurs de l'étagement altitudinal est la limite des arbres, à l'exception des déserts chauds et froids où ils sont absents. Au-delà de cette limite, à l'étage alpin, les conditions climatiques sont trop rigoureuses et la période de végétation trop courte, de même que l'insolation est trop intense, pour permettre leur développement ; ils sont remplacés par des arbrisseaux à croissance lente et des plantes herbacées. Celles-ci ont une période de croissance et de floraison parfois limitée à trois mois après l'hiver en région tempérée, alors qu'en zone intertropicale la croissance est seulement ralentie par la saison sèche. Le port en coussin et la présence d'un duvet sur les feuilles sont des formes adaptées contre le froid. La limite des arbres se situe à une altitude approximative où la température moyenne du mois le plus chaud est de 10 . À l'étage nival, seuls quelques mousses et lichens survivent. Malgré l'insularisation écologique, on retrouve une diversité d'espèces botaniques dans les étages alpins comparable partout dans le monde et des genres similaires à latitude équivalente. Même lorsque les genres rencontrés sont différents, notamment dans la zone intertropicale, ils présentent une stratégie évolutive convergente, à l'instar d'Espeletia et Puya sp. dans les Andes septentrionales et de Dendrosenecio et Lobelia sp. en Afrique de l'Est, ou d'autres encore à Hawaï et Java, qui gardent leurs feuilles mortes, leur permettant ainsi de lutter contre le froid.

Dans les forêts tempérées de l'hémisphère nord, les conifères dominent l'étage subalpin avec les pins, les sapins, les épicéas, les mélèzes et les genévriers. Certaines forêts sont mixtes et présentent une partie de feuillus (bouleaux, aulnes, saules, hêtres, ^, Les éricacées sont caractéristiques des sous-bois, généralement humides et présentant une stratification verticale, ainsi que des landes. Les forêts tempérées de l'hémisphère sud sont dominées en montagne par des feuillus, à l'instar des eucalyptus et des espèces de Nothofagus. Dans les zones intertropicales, les montagnes sont caractérisées par une forêt de nuage d'espèces sempervirentes. Le genre Polylepis se trouve essentiellement dans la cordillère des Andes, au niveau de la limite des arbres et au-dessus.

Les espèces animales sont moins contraintes par l'altitude et les conditions climatiques. Leur présence en montagne reflète davantage que la flore leur répartition régionale. Si certains grands mammifères (caprins, cerfs, lamas, loups, ours, panthère des neiges, puma, vigognes, yacks), et autres marmottes ou pikas, sont devenus emblématiques de la montagne, c'est surtout en raison de la pression écologique exercée par les activités humaines^,. De nombreux oiseaux ont un comportement adapté aux prairies ouvertes et aux parois rocheuses du milieu montagnard : condors^,, aigles, faucons, vautours. La migration et l'hibernation sont des stratégies d'adaptation^,.

Sous les zones tempérées, les montagnes sont généralement considérées comme un milieu rude voire hostile, de fait moins peuplé que les plaines au climat plus propice^,. La pression plus faible de l'air, le climat plus rude, l'hydrologie plus irrégulière obligent tous les organismes à s'adapter. De plus, les versants mal exposés au soleil et l'importance des pentes rendent difficile une exploitation agricole. Toutefois, dans la zone intertropicale, les montagnes offrent des conditions climatiques plus favorables que les régions arides qui les entourent généralement : dans la cordillère des Andes, en Afrique ou sur le plateau tibétain, les populations ont adapté leur mode de vie et su tirer profit du milieu montagnard, au point parfois de voir fleurir des civilisations développées.

Ainsi, en 2000, la population vivant au-dessus d'une altitude de 1 220 mètres (4 000 pieds) est estimée à 10,2 % de la population mondiale, soit une densité moyenne de 20,7 ^,, avec trois zones principales, dans la vallée du Grand Rift, au Yunnan et dans l'agglomération de Mexico. Au-dessus de 2 130 mètres (7 000 pieds), elle avoisine 3 %, soit une densité de 12,8 . En retenant un critère d'altitude de 1 000 mètres, relativement proche du premier, et en y ajoutant un critère de pente pour les terrains situés entre cette altitude et 300 mètres, tel que défini par le Centre de surveillance de la conservation de la nature (UNEP-WCMC), la population de montagne est estimée à 15 % dans le monde, dont la moitié en Asie et un quart en Afrique. Au milieu du . C'est en Europe que le taux de croissance est le plus rapide durant ces cinquante années, alors qu'il est le plus lent en Amérique latine. Sur l'ensemble du continent américain, cette population montagnarde a pour caractéristique de se rassembler à plus de 40 % dans des métropoles de plus de 100 000 habitants.

Les inégalités sont plus prononcées en montagne et les catastrophes naturelles y sont plus fréquentes. Les principales lignes de crêtes départageant les grands bassins versants servent souvent de frontières naturelles et politiques entre les populations, en particulier dans les pays développés, entraînant leur isolement et le développement de contrastes. Les développements idéologiques et technologiques sont souvent plus tardifs en montagne, tandis que les pratiques religieuses et l'entraide y sont plus ancrées.