ALPINES (CHAÎNES)

ALPINES (CHAÎNES)

On appelle chaînes alpines les chaînes de montagnes formées pendant le cycle orogénique alpin, qui s’étend sur l’ensemble des ères secondaire et tertiaire, pendant les derniers 245 millions d’années de l’histoire du globe terrestre. Le cycle alpin succède au cycle hercynien ou varisque, qui s’est développé pendant la seconde moitié de l’ère primaire, sur environ 200 millions d’années, et dont les effets furent aussi généraux que ceux du cycle alpin.

1. Répartition des chaînes alpines

Les chaînes alpines forment deux ceintures orogéniques: l’une, de direction latitudinale, est la ceinture téthysienne, développée des Antilles aux îles de la Sonde et devant son nom au vaste océan aux dépens duquel elle s’est formée; l’autre, aux directions méridiennes prédominantes, dite ceinture péripacifique, doit son nom au fait que les chaînes qui la constituent bordent cet océan, sauf dans la partie australe de celui-ci.

La ceinture téthysienne s’est développée entre un ensemble de continents septentrionaux, comprenant l’Amérique du Nord et l’Eurasie septentrionale qui sont restées unies jusqu’au début du Tertiaire, et un ensemble de continents méridionaux, Amérique du Sud, Afrique, Madagascar, Inde, Australie qui, soudés jusqu’à la fin du Primaire, se sont disjoints au cours du Secondaire d’une manière progressive ^{[cf. GONDWANA]}. La ceinture téthysienne est actuellement représentée, soit par des chaînes de montagnes comme celles qui occupent le pourtour de la Méditerranée ou une grande partie de l’Asie méridionale, soit par des arcs insulaires comme, à ses deux extrémités, l’arc caraïbe ou l’arc indonésien.

La ceinture péripacifique est formée, à l’est, par les chaînes de montagnes qui bordent les continents américains (cordillère des Andes, montagnes Rocheuses), et, à l’ouest, par des arcs insulaires qui longent les côtes asiatiques dans l’hémisphère Nord, puis s’en écartent considérablement à partir de l’équateur pour s’achever au large de la Nouvelle-Zélande en entourant l’Australie par le nord-est. Par conséquent, elle borde non pas le Pacifique en son entier, mais ce que l’on a coutume d’appeler le «Pacifique central», limité par une ligne virtuelle dite «de l’andésite», ainsi nommée parce que, à son extérieur, les volcans que l’on rencontre rejettent des magmas de type calco-alcalin de composition andésitique moyenne, tandis qu’à son intérieur le volcanisme est tholéiitique (basalte). Cette ligne de l’andésite correspond à la subduction du Pacifique central sous le bord des continents qui l’entourent.

Cependant, on restreint souvent le nom de chaînes alpines aux seules chaînes issues de

la Téthys, en raison de leur nature de chaînes de collision (cf. TECTONIQUE, TECTONOPHYSIQUE, TECTONIQUE DES PLAQUES), par opposition aux chaînes andines et aux arcs insulaires, liés essentiellement au processus de subduction. C’est le sens que l’on retiendra ici, renvoyant le lecteur aux articles chaîne ANDINE et ARCS INSULAIRES.

Il faut donc distinguer les chaînes alpines, qui sont un type de chaîne, et le cycle alpin, qui couvre un laps de temps.

2. Chronologie de la formation des chaînes alpines

Au cours du cycle orogénique alpin, différentes périodes de mouvements dites «phases orogéniques» ont été caractérisées. Laissant de côté les répliques de détail, on peut toutefois donner ici le calendrier des phases principales (cf. tableau).

Ces phases se manifestent pratiquement partout dans le domaine des chaînes alpines. Toutefois, les phases orogéniques tertiaires masquent souvent les phases d’âge secondaire qui, pourtant, ne manquent pas: par exemple, les dépôts détritiques dits «flyschs», d’âge jurassique supérieur-crétacé, qui sont constants dans tout le domaine téthysien, sont liés à ces phases d’âge secondaire.

De la même manière, des épisodes métamorphiques d’âge secondaire ont été reconnus dans les chaînes alpines (par exemple vieux de 140 et 110 Ma – Jurassique supérieur et Crétacé moyen – dans les Alpes occidentales et ailleurs, dans les Hellénides, par exemple). Enfin, des structures d’âge secondaire ont été datées directement, en Méditerranée orientale et, d’une façon plus générale, en Asie méridionale.

Les chaînes alpines ont, comme toutes les chaînes, une histoire tectonique polyphasée .

On notera enfin que le calendrier des phases emprunte aux chaînes péripacifiques:

– la phase andine – ou névadienne – aux Andes d’Amérique du Sud ou à la sierra Nevada d’Amérique du Nord (Jurassique supérieur);

– la phase laramienne à la chaîne de Laramie, dans l’ouest des États-Unis (Crétacé supérieur);

– la phase pasadénienne à la ville de Pasadena, en Californie (limite Tertiaire-Quaternaire).

C’est un nouvel exemple de la distinction à faire entre chaînes alpines et cycle alpin (cf. supra ).

En fait, ces «phases» ont une distribution régionale qui dépend du détail du mouvement des continents dans le cadre de la tectonique des plaques, notamment de leurs collisions avec des arcs insulaires ou entre eux. Par commodité de langage, elles tendent de plus en plus à être remplacées par leurs âges absolus.

3. La Téthys

La Téthys est un océan aujourd’hui disparu qui s’est ouvert en ciseau d’est en ouest au travers des continents rassemblés en une masse unique, la Pangée de la fin des temps primaires (fig. 1). Cette ouverture progressive se suit dans l’âge de la trilogie sédimentaire caractéristique de l’ouverture océanique: sédiments continentaux marquant le stade rift continental, évaporites marquant l’invasion du rift par les premières et timides transgressions marines, sédiments marins enfin. Cette trilogie sédimentaire est conservée sur les marges continentales de l’océan une fois celui-ci ouvert, tandis que les sédiments marins francs reposent directement sur la croûte océanique ^{[cf. TÉTHYS]}.

En Asie du Sud-Est, le passage de l’ère primaire à l’ère secondaire se fait en continuité de faciès marins, ce qui montre que, dans sa partie la plus orientale, la Téthys est un golfe du Pacifique. À partir de là, la trilogie d’ouverture débute au Permien en Asie du Sud-Ouest (280-245 Ma), au Trias en Europe méditerranéenne (245-200 Ma; c’est l’origine du mot Trias, dont le nom exprime la constitution en trois termes sédimentologiques), au Lias au niveau de ce qui est actuellement l’Atlantique central (200-180 Ma), au Jurassique moyen et supérieur, enfin, dans le domaine caraïbe (180-160 Ma). À l’extrême fin du Jurassique, la Téthys semble s’être ouverte dans le Pacifique (140 Ma).

Cette évolution a été interrompue par l’ouverture de l’Atlantique, qui se fait en ciseau du sud vers le nord ; c’est à partir de la limite Jurassique-Crétacé (140 Ma) que l’ouverture s’amorce dans l’Atlantique austral, se développe au Crétacé inférieur dans l’Atlantique sud, atteint l’Atlantique central au Crétacé moyen (100 Ma), où elle recoupe la Téthys, l’Atlantique nord au Crétacé supérieur et débouche dans l’Arctique à l’Éocène supérieur (35 Ma). Cette ouverture atlantique interrompt l’ouverture téthysienne, sauf au niveau de l’Atlantique central, où elle s’y superpose. Les modalités de l’ouverture atlantique sont telles que l’Afrique est rejetée vers l’est et vers le nord et l’Amérique du Sud vers l’ouest et vers le nord; ces deux continents tendent donc à se rabattre respectivement vers l’Eurasie et l’Amérique du Nord, non encore séparées au Crétacé inférieur, en cours de séparation au Crétacé supérieur et au Tertiaire. En conséquence, les domaines téthysiens des Caraïbes et de l’Eurasie méridionale entrent en compression, selon une évolution commune au Crétacé inférieur, puis indépendante à partir du Crétacé moyen, qui marque la deuxième ouverture de l’Atlantique central.

Ainsi se manifestent clairement les deux périodes essentielles de l’histoire téthysienne: une période d’ouverture du Trias au Jurassique, une période de fermeture du Crétacé au Tertiaire. À la limite des deux se situe ce qui apparaît comme une «révolution fini-jurassique» dans les chaînes périméditerranéennes, où commence de se marquer le rapprochement de l’Afrique avec l’Eurasie.

Ces deux périodes de l’évolution téthysienne sont successivement: de type atlantique pour l’ensemble Trias-Jurassique; de type pacifique avec formation d’arcs insulaires et de mers marginales pour l’ensemble Crétacé-Tertiaire.

Cette chronologie est celle des chaînes périméditerranéennes, qui met en cause les mouvements de l’Afrique; elles est différente dans d’autres régions, en fonction de la séparation autonome des continents: la chronologie de la formation de l’Himalaya dépend par exemple de l’autonomie prise par l’Inde par rapport à l’Afrique (cf. chaîne HIMALAYENNE).

Au contraire, l’Atlantique central montre la succession de deux périodes d’ouverture; c’est la raison pour laquelle les fonds océaniques jurassiques de l’Atlantique central sont isolés à l’est de l’Amérique du Nord et au nord-ouest de l’Afrique, ce qui se comprend dans l’optique de leur appartenance téthysienne. On y a d’ailleurs trouvé, dans les forages du programme I.P.O.D. (International Program for Ocean Drilling), des séries sédimentaires de type alpin, avec notamment les fameux faciès calcaires Ammonitico rosso du Jurassique supérieur, si connus dans les Alpes (calcaires noduleux roses, exploités comme marbres, notamment en Italie du Nord, où ils entrent dans la construction des principaux monuments de la Renaissance). Les marges jurassiques de l’Atlantique central sont des marges téthysiennes qui n’ont pas subi l’évolution alpine et qui sont aujourd’hui séparées par des fonds océaniques crétacés et tertiaires dus à l’ouverture atlantique proprement dite.

4. Le modèle paléogéographique des chaînes alpines

Pour ce qui est de la période d’ouverture Trias-Jurassique , s’agissant des chaînes périméditerranéennes, leur modèle est celui de marges stables en blocs basculés, qui détermine les futures zones externes de ces chaînes: telle est la situation de la zone dauphinoise et de la zone briançonnaise, dans les Alpes occidentales; ou des zones prébétique, subbétique et pénibétique dans les cordillères Bétiques d’Espagne méridionale; ou des zones d’Apulie, d’Ombrie et de Toscane de l’Apennin d’Italie...

Dans le domaine océanique proprement dit se déposent, sur la croûte océanique d’où naîtront les futures ophiolites, les sédiments océaniques téthysiens, à dominante siliceuse: les radiolarites y jouent un grand rôle. Telles sont les zones internes des chaînes alpines, comme la zone piémontaise des Alpes occidentales, la zone ligure de l’Apennin, etc.

Pendant la période de fermeture Crétacé et Tertiaire , la Téthys entre en subduction sous l’une ou l’autre des marges qui la limitent et qui prennent la forme de marge active. La paléogéographie devient plus complexe, en un système d’arcs insulaires et de mers marginales: des flyschs, sédiments détritiques (grès, argiles) issus de l’érosion des arcs insulaires ou des cordillères, se sédimentent au fond des bassins océaniques; des schistes bleus se forment le long des surfaces de subduction, tandis que des granodiorites et des andésites traversent la marge continentale qui se trouve au-dessus des plans de subduction. Dans le même temps, la sédimentation continue d’être celle d’une marge passive sur celle des deux marges téthysiennes qui n’est pas affectée par la subduction.

La subduction s’achève, à des moments divers, par la collision, soit de l’un des continents avec les arcs insulaires mis en place précédemment, soit, à la fin de la fermeture téthysienne, par la collision des continents bordiers – Eurasie d’un côté, Afrique, Arabie, Inde (et Australie) issus de la fragmentation du Gondwana de l’autre. Ces collisions développent un système de grandes nappes, qui viennent reposer sur les marges continentales et reprennent les édifices tectoniques nés des subductions antérieures. C’est certainement à l’ampleur des charriages dus aux collisions que les chaînes alpines doivent leurs caractères les plus originaux.

La chronologie ouverture-subduction-collision n’est pas la même dans tout le domaine téthysien. Ainsi, dans le sud-ouest du Pacifique, il semble que, dès le départ, la Téthys ait été du type du Pacifique, dont elle n’était qu’un golfe occidental (fig. 1). Plus à l’ouest, les arcs insulaires et mers marginales mis en place par les subductions qui succèdent à la période d’ouverture ont pu être complexes: entre l’Eurasie et les continents méridionaux, plusieurs systèmes d’arcs insulaires ont pu être mis en place; il en est résulté autant de zones de subduction et autant de collisions successives. La collision peut d’ailleurs ne pas être encore réalisée, comme cela semble être le cas dans l’arc égéen et l’arc tyrrhénien, où s’achèvent des subductions actuelles; tandis que, dans le Makran ou en Indonésie occidentale, faute de continents faisant front à l’Eurasie, la subduction est toujours active sans qu’aucune collision ne se soit produite (fig. 3).

5. L’organisation complexe des chaînes alpines

On oppose généralement des zones internes et des zones externes , ces dernières correspondant à la marge continentale, les premières aux unités d’origine océanique ou apparentées. En vérité, la distinction zones internes-zones externes est souvent assez floue et la limite choisie peut ne pas être la limite essentielle continent-océan: elle est généralement placée entre les terrains ayant échappé au métamorphisme alpin (zones externes) et ceux qui ont été profondément affectés par celui-ci (zones internes). Zones internes et externes n’ont donc pas de sens précis et ne représentent qu’une première approche dans la structure générale de la chaîne; la distinction en unités provenant de la marge continentale et en unités provenant de l’océan téthysien est préférable.

Les effets successifs des subductions – qui commencent par conséquent dans les zones internes – et/ou des collisions font que les chaînes alpines se forment progressivement de l’intérieur vers l’extérieur. Les épisodes tectoniques les plus anciens, souvent Jurassique supérieur (140 Ma), sont situés dans les zones internes, les plus récents, néogènes (jusque vers 5 Ma, voire l’époque actuelle en certains endroits), dans les zones les plus externes. En conséquence, les flyschs détritiques qui sont liés à l’orogenèse sont eux-mêmes plus récents de l’intérieur vers l’extérieur de la chaîne, débutant à la limite Jurassique-Crétacé dans les zones internes, s’achevant au Tertiaire dans les zones externes. L’ensemble caractérise la polarité des chaînes alpines, qui s’exprime également dans la vergence des accidents tectoniques, déversés, dans leur majorité, vers le continent qui leur sert d’avant-pays.

À l’échelle de la Téthys, il y a donc un double système de chaînes, chacune bordant le continent auquel elle est adjacente. Telle est la distinction entre les deux branches alpidique et dinarique du système alpin autour de la Méditerranée, la première déversée vers l’Europe, la seconde déversée vers l’Afrique. L’ensemble alpin forme donc une chaîne à double déversement, dont la symétrie géométrique est liée à la collision des continents. Mais cette symétrie cache une dissymétrie de nature, liée aux subductions antérieures à la collision: la marge sous laquelle se faisait la subduction est traversée de granites, porte des séries volcaniques andésitiques et témoigne d’une tectonique limitée au socle continental; l’autre marge supporte le charriage des séries océaniques, qui forment notamment les grandes nappes ophiolitiques associées au métamorphisme de type schiste bleu.

Un profil au travers de la péninsule balkanique (cf. BALKAN, DINARIDES) montre bien cette coexistence d’une symétrie géométrique avec une dissymétrie de nature (fig. 2); de part et d’autre de la zone du Vardar, qui est la cicatrice paléo-océanique téthysienne, on observe: dans les chaînes du Balkan, la marge européenne déformée, traversée de granites et supportant des séries volcanogènes; du côté africain, les complexes de nappes des Dinarides, au premier rang desquelles les vastes nappes ophiolitiques qui se poursuivent en Asie Mineure et, de là, dans toute l’Asie méridionale.

De la péninsule balkanique à l’Indonésie, c’est vers l’Eurasie que se sont faites les différentes subductions au cours des temps secondaire et tertiaire: l’Eurasie méridionale est donc frangée par une chaîne qui comporte toutes les granodiorites et andésites alpines. Au contraire, les continents méridionaux supportent les grandes nappes ophiolitiques d’origine téthysienne qui se suivent depuis les Dinarides jusqu’à l’Asie Mineure, l’Iran, le sultanat d’Oman (où se trouvent les plus formidables nappes ophiolitiques) et, de là, autour de la suture péri-indienne jusqu’en Indonésie et au sud-ouest du Pacifique (fig. 3).

Cette dissymétrie change vers l’ouest, à partir des Alpes et au-delà: alors la subduction téthysienne se faisait vers le sud, sous la marge africaine qui se trouve traversée de granodiorites (les fameuses tonalites du revers sud des Alpes occidentales, comme celles du massif de l’Adamello au nord duquel se trouve le Passo di Tonale; les granites des îles d’Elbe et Monte Cristo dans la mer Tyrrhénienne; et les nombreuses granodiorites de l’Afrique du Nord); au contraire, de vastes nappes ophiolitiques sont charriées vers l’Europe (mont Viso en Italie, Grossglockner en Autriche). Il y a donc un grand changement d’évolution et de structure de la Téthys de part et d’autre de l’ensemble italo-dinarique (cf. infra ).

Les mouvements relatifs de l’Afrique et du continent indien n’ont pas été que de rapprochement avec l’Eurasie; une composante de coulissage y apparaît, plus marquée à certaines époques, qui fait que, dans l’ensemble, l’Afrique s’est déplacée vers l’est par rapport à l’Europe. D’autre part, la forme des marges continentales n’était pas régulière: par exemple, l’éperon italo-dinarique était un cap septentrional de l’Afrique. De sorte que, tenant compte des mouvements relatifs de l’Afrique par rapport à l’Europe et de ce qu’étaient les marges de ces continents, à certaines époques et en certains endroits prédominent les mouvements longitudinaux par rapport aux mouvements transversaux. Les meilleurs exemples en sont: les coulissages à la limite des zones externes et internes dans les cordillères Bétiques, qui correspondent à un mouvement coulissant de l’Afrique vers l’est; les coulissages le long de l’ensemble italo-dinarique, dont sont nées les structures des Alpes orientales, qui correspondent à des mouvements de rapprochement de l’Afrique par rapport à l’Europe. De telles zones de coulissage existent de part et d’autre du bloc indien, au Pakistan et en Birmanie (fig. 3). On ne saurait donc résumer la structure des chaînes alpines aux seuls mouvements transversaux de collision entre les continents.

Dans le détail, les chaînes alpines ne restent pas homogènes tout le long des marges continentales qu’elles représentent: certaines zones en relaient d’autres, comme par exemple la zone valaisanne relayant la zone piémontaise dans les Alpes occidentales. Certains relais sont plus marqués le long de transversales particulières: la transversale de Scutari-Pec, qui sépare les Dinarides proprement dites des Hellénides dans la péninsule balkanique; la transversale d’Isparta, qui sépare le Taurus occidental du Taurus oriental en Asie Mineure; ou encore la célèbre transversale du haut Rhin, par laquelle on passe des Alpes occidentales aux Alpes orientales. Ces zones transversales, moulées sur des accidents paléogéographiques antérieurs, se traduisent par de brusques changements tectoniques au-delà desquels la chaîne reprend une certaine homogénéité.

Les courbures des chaînes alpines sont parmi leurs traits les plus remarquables, telles la courbure des Alpes occidentales, celle des Carpates, la courbure égéenne, ou encore la courbure de Gibraltar, qui est la plus spectaculaire. Si certaines, comme la courbure égéenne, sont simplement liées à la forme d’arcs insulaires encore actifs, il n’en va pas de même des autres, et la question se pose de savoir si la forme courbe est originelle ou héritée de mouvements tectoniques. La plupart du temps, aucune certitude ne peut être acquise; mais il semble bien que l’ampleur de mouvements longitudinaux en fonction des mouvements relatifs Afrique-Europe rende compte de l’essentiel de ces courbures. C’est certainement la translation vers le nord de l’ensemble italo-dinarique qui a accentué, sinon créé, la courbure des Alpes occidentales; c’est la translation le long du front des zones internes dans les cordillères Bétiques qui est responsable de la courbure de Gibraltar; et un mouvement dextre du bloc danubien vers l’ouest qui est à l’origine de la courbure des Carpates. L’apparente contradiction entre ces différents mouvements se résout si l’on tient compte de la chronologie précise des mouvements relatifs de l’Afrique par rapport à l’Europe, la formation de ces courbures n’étant pas synchrone.

6. L’état présent des chaînes alpines

L’ensemble des chaînes alpines, des Caraïbes à l’Indonésie, n’est certainement pas au même stade d’évolution. Dans l’ensemble, jusqu’au Paléogène (35 Ma), il n’y eut qu’un continent septentrional de l’Amérique du Nord à l’Eurasie, tandis que le continent méridional du Gondwana s’était séparé bien avant en de nombreux fragments: Amérique du Sud, Afrique, Arabie, Inde, Australie (et Antarctique). Il y a ainsi autant d’ensembles alpins homogènes qu’il y a de continents méridionaux venus en collision avec les continents septentrionaux; c’est-à-dire, outre le complexe caraïbe entre Amérique du Nord et Amérique du Sud: une ceinture péri-africaine (ce sont les chaînes méditerranéennes); un croissant ophiolitique péri-arabe (chaînes d’Asie Mineure, d’Iran et d’Oman); une suture péri-indienne (chaînes du Pakistan, de Chine méridionale et de Birmanie); une couronne ophiolitique péri-australienne (de l’Indonésie orientale à la Nouvelle-Guinée, la Nouvelle-Calédonie et le nord de la Nouvelle-Zélande).

Là où il n’y a pas de blocs continentaux, la subduction est toujours active, comme au niveau du Makr n, ou, plus encore, en Indonésie occidentale.

Même là où des continents se faisaient face, il se peut qu’en fonction du détail de leurs contours certaines zones soient restées en subduction, alors que la collision était réalisée depuis longtemps de part et d’autre: tel semble être le cas de l’arc égéen, sous lequel achève de se subducter la mer de Libye, qui est peut être le dernier témoin de la Téthys originelle dans le domaine méditerranéen.

Au contraire, en d’autres régions, en fonction du dessin des marges continentales, la collision a pu être réalisée très tôt et se poursuivre au-delà des structures habituelles à la collision: la suture ophiolitique s’étant fermée, les nappes ophiolitiques étant charriées sur les marges continentales et les contraintes se poursuivant, de vastes cisaillements plats se produisent dans l’un ou l’autre des continents, déterminant une tectonique intracontinentale puissante, dont l’Himalaya donne l’exemple (cf. chaîne HIMALAYENNE). La suture ophiolitique du Tsang-po (haut Brahmapoutre) s’est fermée vers la fin du Secondaire et, à partir de là, de vastes cisaillements plats se sont formés dans le continent indien (fig. 4): une première fois au cours du Tertiaire ancien, déterminant le chevauchement principal de la dalle du Tibet (Main Central Thrust); une seconde fois au cours du Tertiaire récent, déterminant le chevauchement frontal de l’Himalaya (Main Boundary Thrust). Cette situation d’hypercollision , se comprend aisément en observant le coulissage longitudinal du continent indien le long des décrochements du Pakistan à l’ouest, et de Birmanie à l’est (fig. 3).

D’une certaine manière, la structure des Alpes orientales résulte d’un même phénomène d’hypercollision; à ceci près que le vaste cisaillement plat intracontinental s’est produit à l’arrière de la suture téthysienne (Canavese) qu’elle recouvre pour donner les nappes des Alpes orientales: en quelque sorte, les Alpes orientales sont un «arrière-Himalaya» (cf. ALPES [géologie]). À la faveur de la grande faille du Karakorum, qui le sépare de l’Himalaya, le Pamir présente une structure et une situation analogues à celles des Alpes orientales.

Les chaînes alpines sont donc d’une grande richesse d’évolution, qui explique leur complexité de détail et a toujours fasciné les géologues.

Il n’en demeure pas moins qu’elles se ramènent à un processus simple de collision d’une masse continentale septentrionale unique avec des continents méridionaux issus de l’éclatement du Gondwana; de telle sorte qu’un jeu complexe de subductions se produit avant que les continents n’entrent en collision. Si le détail est compliqué, l’évolution d’ensemble est relativement simple.

On notera que la zone de subduction en marge sud de l’Eurasie a joué un rôle fondamental, et qu’elle a accepté l’essentiel des subductions téthysiennes et des collisions qui lui ont succédé. Il semble que le phénomène ne soit pas achevé: présentement, l’Arabie tend à se souder davantage à l’Asie du Sud-Ouest, ce dont on peut attendre la disparition du golfe Persique et du golfe d’Oman; tandis que l’Australie remonte vers le nord, augmentant les effets de la collision avec l’Asie du Sud-Est.

Encyclopédie Universelle. 2012.