vignette|Séquence de terrasses marines : 1) falaise sous-marine, 2) platier actuel, 3) encoche littorale, 4) falaise actuelle, 5) paléoplatier I, 6) angle du paléorivage, 7) paléofalaise I, 8) colluvion, 9) cône de déjection, 10) platier II, 11) paléorivage I, 12) paléorivage II.
Une plate-forme ou un platier rocheux fossile est nommé terrasse marine ou paléoplatier.
Morpho-genèse côtière Quaternaire
L’évolution Quaternaire d'une côte est le résultat morphologique de l’évolution de l’interaction entre tectonique (le plus souvent verticale) et eustatisme surimposé aux conditions locales (lithologie, marnage)Bird 2000.
Les formes enregistrées sont à l’image de ces deux paramètres et de leurs combinaisons possibles, relativement complexes et de ce fait ont frappé la majeure partie des civilisations. Dans le Dreamtime des aborigènes australiens la transgression Holocène est clairement mentionné tandis que le déluge biblique a servi à expliquer la présence de traits de côtes fossiles sur les côtes européennes et méditerranéennes.
Les paléo-traits de côte sont enregistrés morphologiquement sous la forme de « terrasses marines », d’encoches littorales, dans certains cas de cordons littoraux d’âges pléistocène ou holocèneOtvos, 2000. Ces morphologies sont parfois rencontrées isolées mais le plus souvent sous forme de séquences de paléo-morphologie pouvant comprendre ou non des dépôts sédimentaires.
En tant que tels, la genèse de séquences de morphologies littorales ou côtières sur certains segments n'a été expliquée que récemmentHerbert-Veeh, 1966. Ces terrasses sont parfois aussi des témoignages de rebonds post-glaciaires et d'Regard, V., Pedoja, K., & Saillard, M. (2012). Les terrasses marines, marqueurs de l'interaction entre soulèvement et oscillation du niveau de la mer. Géochronique, 124, 35-37.
Suivant le mouvement tectonique les séquences morphologiques sont émergées (en cas de soulèvement) soit immergées (en cas de subsidence). Dans ce dernier cas, l’observation est rendue difficile et ces morphologies sont peu décrites dans la littérature scientifiqueCollina-Girard, 1997.
Morphologies
Une plate-forme d’abrasion est une surface faiblement inclinée vers la mer, taillée par les vagues dans le substrat rocheux constituant la côte. Elle se termine en haut de l’estran par un escarpement, une falaise littorale plus ou moins prononcée. Cette rupture de pente, parfois nommée pied de falaise, matérialise le niveau 0 de la mer. vignette|Plate-forme d'abrasion
Au niveau morphologique, le pied de falaise peut être une encoche, une entaille, une rupture de pente en haut d'une plate-forme plus ou moins développée. vignette|Encoche en pied de falaise
Les terrasses marines sont des plates-formes d’abrasion fossiles. Elles se rencontrent parfois isolées mais le plus souvent sous forme de séquences. Une séquence peut être assimilée à une succession de pieds de falaise, plus ou moins espacés, qui permettent de quantifier les soulèvements côtiers ou les variations eustatiques Quaternaires.
Ces terrasses et encoches peuvent être le résultat de types de processus différents et de leurs combinaisons possibles : cosismiques : Les terrasses d’origine cosismique sont dues à un mouvement brusque après un séisme. Elles sont presque exclusivement observées pour la période de temps correspondant à l’Holocène. Elles sont généralement peu larges (<10 m), on parle parfois de trottoir d'abrasion, et ne dépassent pas les 100 m d'altitude : environ 50 m à TaïwanOta & Yamaguchi, 2004, 38 m sur la péninsule de Kamchatskiy, KamtchatkaPedoja et al., 2004 ; glacio-isostatique : Ces séquences sont préservées sur les côtes qui ont été englacées durant la dernière période glaciaire. Le soulèvement post-glaciaire peut y être extrêmement rapide (>10 mm/anPirazzoli, 1991; 2005 avec un record à environ 1 mètre par siècle en Hudsonie au Québec) ; tectono-eustatiques : Les terrasses tectono-eustatiques concernent la totalité du Quaternaire. Suivant le mouvement tectonique, les séquences morphologiques sont émergées (soulèvement) ou immergées (subsidence). Ces dernières subaquatiques sont peu décrites. Les séquences émergées correspondent à l’enregistrement géomorphologique des différents hauts niveaux marins (période interglaciaire) Quaternaires surimposés sur une côte en surrection (Lajoie, 1986). Pour ces séquences, les terrasses sont généralement moins larges qu’un kilomètreCarter et Woodroffe, 1994 et l’ensemble s’élève parfois à plusieurs centaines de mètres au-dessus du niveau marin actuel.
Utilisation
Que ce soit au niveau tectonique ou eustatique, la comparaison entre le niveau 0 actuel et les paléo-niveaux 0 des phases de hauts niveaux marins (stades interglaciaires) permet d’établir les amplitudes et les durées des phénomènes enregistrées (haut niveau marin, soulèvement).
Rappelons l’équation de base entre altitude et eustatisme pour une morphologie côtière donnée (encoche littorale, terrasse) : V = (E-e)/A Avec
E = altitude actuelle du paléo-niveau zéro. Deux méthodes sont communément utilisées pour identifier un paléo-niveau marin 0: en reconnaissant des dépôts de plage ou des dépôts de la zone intertidale ou en utilisant des évidences morphologiques précises: pieds de falaise, encoche littorale.
e= altitude « eustatique » (par rapport au niveau marin actuel) du paléo-niveau zéro responsable de la formation de la morphologie
A= âge du haut niveau marin responsable de la formation de la terrasse marine.
Cette équation à deux inconnues (V et e) permet d’en déterminer une en connaissant l’autre. Les vitesses de surrection sont V en mm/an ou m/ka.
« Mode d'emploi »
La reconnaissance du style (rocheux, sableux) et de la dynamique côtière (subsidence, soulèvement) est l’étape primordiale de toute étude morpho-tectonique d’un segment de côte. Au niveau local, la latitude (rebond glacio-eustatique) l’intensité et la périodicité des marées, la lithologie côtière, les directions principales de houle, l’influence d’événements « exceptionnels » (El Niño, tsunamis) sont quelques-uns uns des nombreux facteurs contrôlant le style de l’enregistrement des niveaux zéros.
L’altitude actuelle des morphologies est le paramètre primordial à déterminer sur le terrain.
Ces morphologies sont plus ou moins bien préservées, et peuvent même être totalement effacés par l’érosion en quelques dizaines de milliers d’années.
De même, doivent être considérées dans la mesure de l’altitude, les nombreuses sources d’erreurs possibles (dues à l’appareillage, au niveau zéro considéré par exemple).
Les marges d’erreur maximales sur l’altitude des pieds de falaises correspondent généralement aux marges d’erreurs cartographiques (pied de falaise inaccessible ou détruit). Les marges d’erreur minimales sont obtenues par nivellement. Pour des morphologies proches du rivage et d’altitude basse on arrive à une précision de .
Pour déchiffrer les relations entre eustatisme et tectonique, il existe deux types de termes. Les premiers sont déterminés au niveau régional (altitude) tandis que les seconds sont connus au niveau global et sont donc tirés de la littérature (eustatisme, âge). Les interactions entre ces deux échelles sont étroites. L’altitude d’un paléo-trait de côte doit être calibrée à un niveau de référence actuel (niveau 0 des marégraphes de la zone d’étude), tandis que les âges fournis par les datations sont associés de manière discrète aux âges des S.I. Les altitudes par rapport à l’actuel des paléo-hauts niveaux marins pléistocènes sont quant à eux déterminés de manière globale et ne tiennent pas compte des variations locales possibles du géoïde (à l'Holocène).
La datation précise des dépôts littoraux pléistocène et holocène permet l’interprétation des morphologies observées.
Les méthodes suivantes sont couramment utilisées: Carbone 14, racémisation des acides aminés, U/Th, luminescence : thermoluminescence ou stimulée optiquement par infra-rouge (IRSL), et la téphrochronologie.
Dans le cas des terrasses pléistocènes tectono-eustatique, rappelons que l’âge utilisé dans le calcul du taux de soulèvement n’est pas un âge obtenu directement par datation mais l’âge du stade isotopique (MIS) associé au haut niveau marin responsable de l’abrasion de la terrasse. Cet âge est généralement proche de l’âge obtenu directement sur le matériel de la terrasse si celui-ci est prélevé à proximité du pied de falaise. L’âge A du stade isotopique peut être soit 1) un âge astronomique qui correspond à l’âge du maximum d’insolation produit par la variation des paramètres extra-orbitaux 2) soit un âge moyen découlant de synthèses des données radiométriques.
La quantification du soulèvement permet en particulier d’apporter des éléments de réponses quant à son origine et donc de mieux contraindre les paramètres géodynamiques : subduction de ridePedoja et al., 2006a, marge passive en strike-slip, frontière de plaque dans le coin nord ouest du pacifiquePedoja et al., 2006.
Informations tectoniques
Chaque séquence de terrasses marines possède un style particulier (nombre de terrasses, espacement entre les pieds de falaise) qui en relation directe avec les modalités de la déformation. Ainsi, il est possible de dater de manière morpho-stratigraphique la totalité d’une série de terrasses si certaines terrasses ont été corrélées à des stades isotopiques par datation directe de leurs dépôts.
On note par exemple la prépondérance et la complexité des terrasses marines liées à l’interglaciaire actuel (Holocène), au dernier interglaciaire MIS. 5, au MIS 9 et la réduction voir l’absence des terrasses liées au stade isotopique 7Johnson et Libbey, 1997Zazo, 1999Pedoja et al., 2006a, b, c.
Le dernier interglaciaire s’étend de 134-75ka et correspond au stade isotopique 5 nommé Eémien au sens large. Cet interglaciaire a connu 3 hauts niveaux marins relatives (5a, 5c,5e). Le maximum de cet interglaciaire est le sous-stade isotopique 5e nommé Eémien au sens strict. Diverses appellations locales désignent ce même stade 5e comme Ouljien au MaghrebAngelier et al., 1976, Tyrrhénien en Europe méditerranéenneKindler et al., 1997, Sangamonien aux États-UnisO’Neal and McGeary, 2002 ou encore Pelukien en AlaskaBrigham-Grette et Hopkins, 1995. L’âge du MISS5e a été fixéMuhs et al.,20 02comme étant compris entre 134 et 113ka.
Les séries de terrasse enregistrées sont généralement complexes : l’aspect général de la séquence étagée dépend en partie des changements eustatiques de la fin du Pléistocène mais surtout du taux de surrection de la zone en questionSaillard, M., Hall, S.R., Audin, L., Farber, D.L., Hérail, G., Martinod, J., Regard, V., Finkel, R.C., Bondoux, F., 2009. Non-steady long-term uplift rates and Pleistocene marine terrace development along the Andean margin of Chile (31°S) inferred from 10Be dating. Earth and Planetary Science Letters 277, 50-63. https://dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2008.09.039Saillard, M., Hall, S.R., Audin, L., Farber, D.L., Regard, V., Hérail, G., 2011. Andean coastal uplift and active tectonics in southern Peru: 10Be surface exposure dating of differentially uplifted marine terrace sequences (San Juan de Marcona, ~15.4°S). Geomorphology 128, 178-190.https://dx.doi.org/10.1016/j.geomorph.2011.01.004Saillard, M., Riotte, J., Regard, V., Violette, A., Hérail, G., Audin, A., Riquelme, R., 2012. Beach ridges U-Th dating in Tongoy bay and tectonic implications for a peninsula-bay system, Chile, Journal of South American Earth Sciences 40, 77-84.https://dx.doi.org/10.1016/j.jsames.2012.09.001.
L’idée de base peut être résumée de la manière suivante : plus une côte se soulève rapidement plus on enregistre de niveaux de terrasses marines. En effet, un soulèvement fort mettra très rapidement les traces des hauts niveaux marins à l’abri des oscillations eustatiques postérieures.