LES CAUSES DE L’ÉTAGEMENT DES TERRASSES …

Quaternaire, 20, (1), 2009, p. 5-23

LES CAUSES DE L’ÉTAGEMENT DES TERRASSES ALLUVIALESÀ TRAVERS LE MONDE

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David BRIDGLAND1, Rob WESTAWAY2 & Stéphane CORDIER3

RÉSUMÉ

Une comparaison entre les systèmes de terrasses alluviales de nombreux cours d’eau en Europe et dans le monde a été menée à partir desdonnées collectées dans le cadre du projet IGCP (International Geoscience Programme) n° 449. Si les terrasses alluviales paraissent refléter les défor-mations crustales affectant les masses continentales, les séquences alluviales mises en évidence depuis plusieurs décennies dans le monde entier témoi-gnent également d’une réponse aux fluctuations climatiques. L’augmentation des vitesses de soulèvement des masses continentales apparaît ainsicontemporaine, et peut-être en relation, avec la Révolution du Pléistocène moyen qui marque le début de la prépondérance des cycles de 100 ka deMilankovitch dans les fluctuations climatiques. Les terrasses antérieures apparaissent de fait comme de vastes épandages alluviaux, composés deplusieurs formations pouvant chacune refléter un cycle de 41 ka. La formation des terrasses plus récentes, préservées dans des vallées sensiblement plusencaissées, apparaît en revanche contrôlée par les cycles de 100 ka, chaque terrasse étant plus ou moins associée à un cycle. L’objectif de cet article estd’analyser et de comparer, à partir des données récemment acquises, l’évolution de systèmes fluviatiles situés sous des climats ou dans des provincescrustales diverses, ou ayant un nombre variable de terrasses, ou encore dans lesquels la place de l’incision dans le cycle climatique diffère.

Mots-clés : terrasses alluviales, fluctuations climatiques, soulèvement épirogénique, incision fluviale, géomorphologie climatique, provinces crustales.

ABSTRACT

FACTORS AFFECTING THE WORLDWIDE DEVELOPMENT OF LONG-TIMESCALE FLUVIAL TERRACE STAIRCASESA comparison of fluvial terrace sequences from around the world, based on data collected as part of International Geoscience Programme

(IGCP) Project No. 449, has revealed significant patterns. River terraces provide important records of uplift, which is essential for their formation, andof landscape evolution. Their cyclic formation, however, almost invariably seems to have been a response to climatic fluctuation. Sequences in the Euro-pean core area of IGCP 449, which has the longest and most extensive research history, have been used as templates for worldwide comparison. Thereis evidence for a global acceleration of uplift at the time of, and perhaps in response to, the Mid-Pleistocene Revolution, when climatic fluctuationswitched to 100 ky Milankovitch cycles. Terraces formed prior to this generally consist of wide aggradational sheets that probably each represent forma-tion over several 41 ky cycles. Subsequently, river valleys became more steeply entrenched and terraces formed in response to the stronger 100 kyclimatic forcing, in many cases at approximately one per cycle. This paper uses the new data resource to explore differences between records in differentclimate zones and crustal provinces, between sequences with variable numbers of Middle-Late Pleistocene terraces and between systems in which theall-important incision event has occurred in different parts of climatic cycles.

Key-words: river terrace, climatic fluctuation, uplift, fluvial incision, climatic geomorphology, crustal provinces.

Le présent article s’attache essentiellement auxterrasses étagées, avec pour objectifs principaux demontrer, d’une part qu’elles se sont formées dans lemonde entier en réponse aux changements climatiques,et d’autre part que le soulèvement continental est unphénomène essentiel dans leur formation (Antoine,1994 ; Bridgland, 1994, 2000 ; Van den Berg, 1994 ;Maddy, 1997 ; Van den Berg & van Hoof, 2001 ;Westaway, 2002a, b ; Westaway et al., 2002, 2003 ; Brid-gland & Westaway, 2007a, b). Les variations dans lesvitesses de soulèvement, qui conditionnent la morpho-logie des systèmes de terrasses (voir figures 1 à 5), indi-quent également des variations dans les propriétés de lacroûte terrestre continentale. Les données collectées

1 - INTRODUCTION

Dans le cadre du projet IGCP 449 (“Global correla-tion of Late Cenozoic fluvial deposits”), une banque de données a été établie à partir d’enregistrements sédi-mentaires de cours d’eau du monde entier. Ces enregis-trements correspondent d’une part aux dépôts emboîtés,d’autre part aux terrasses alluviales étagées, dont laformation résulte de l’incision des dépôts préexistants etdu bedrock. Ces différents types de relations entre lesformations alluviales peuvent se retrouver dans unemême vallée, soit entre l’amont et l’aval (cas du Rhin,fig. 1), soit entre des dépôts d’âges différents (cas duDniestr, du Dniepr ou du Don, fig. 2).

Manuscrit reçu le 20/11/2007, accepté le 12/11/2008

1 Department of Geography, Durham University, South Road, Durham DH1 3LE, UK. Courriel : [email protected] Faculty of Mathematics, Computing and Technology, The Open University, Abbots Hill, Gateshead NE8 3DF, UK; also at: IRES, Newcastle Univer-sity, Newcastle-upon-Tyne NE1 7RU, UK. Courriel : [email protected] Laboratoire Géodynamique des Milieux Naturels et de l’Environnement, Faculté des Lettres et Sciences Humaines, Université Paris 12 Val de Marne,61 avenue du Général de Gaulle, F-94010 Créteil Cedex, France. Courriel : [email protected]

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dans le projet IGCP 449, couvrant la fin du Tertiaire(Miocène et Pliocène) et tout le Quaternaire, peuvent defait être utilisées avec pertinence pour établir un lienentre les systèmes de terrasses d’une part, les vitesses etstyles de soulèvement d’autre part.

Cette comparaison doit permettre de mieuxcomprendre les dynamiques pléistocènes, tant en surface(changements climatiques, évolutions des paysages)qu’en profondeur (dynamiques crustales). Ces évolu-tions sont de fait au cœur du projet IGCP 518 (“Fluvialsequences as evidence for landscape and climatic evolu-tion in the Late Cenozoic”), initié en 2005-2006.

2 - L’INFLUENCE DES CHANGEMENTSCLIMATIQUES SUR LA FORMATION

DES TERRASSES ALLUVIALES:L’EXEMPLE DE L’EUROPE DU NORD-OUEST

Les archives fluviales préservées en Europe centrale etoccidentale (fig. 1, 4 & 5, voir aussi Westaway et al., cevolume) sont parmi les mieux connues et leurs relationsavec les fluctuations climatiques bien identifiées. Dans cesrégions, la stratigraphie est bien établie, en particuliergrâce à la reconnaissance, au-dessus des alluvions, decomplexes lœss-paléosols permettant des corrélations

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Fig. 1 : Les terrasses du Rhin. Le nombre inscrit dans le cercle indique pour chaque terrasse le stade isotopique présumé durant lequel l’essentiel de la formation alluviale s’est miseen place. (a) Profil longitudinal des terrasses du Rhin moyen et inférieur, entre le Massif schisteux rhénan et la région subsidente des Pays-Bas. Adaptéde Westaway (2001, fig. 10 et 2002b, fig. 6, où figurent les sources originales. (b) Profil transversal des terrasses du Rhin moyen dans la région deCoblence, montrant le passage d’une large plaine alluviale au Pléistocène inférieur à une vallée étroite (d’après Westaway, 2002a, adapté de Bibus &Semmel, 1977). Abréviations: HT - Hauptterrasse (terrasse principale) ; MT - Mittelterrasse (moyenne terrasse) ; NT - Niederterrasse (basse terrasse) ;TR - Terrasse (à l’amont de Coblence).Fig. 1: The Terrace record from the River Rhine. The numbers in circles refer to marine oxygen isotope stages (MIS) during which each terrace aggradation is inferred to have culminated. (a) Longitu-dinal profile showing terraces of the Middle and Lower Rhine, between the uplifting Rhenish Massif and the subsiding coastal region of the Netherlands.Adapted from Westaway (2001, fig. 10) and Westaway (2002b, fig. 6), where original sources of information are listed. (b) Transverse profile across theMiddle Rhine near Koblenz, showing the transition from a broad floodplain in the Early Pleistocene to a narrow gorge lacking terraces (after Westaway,2002a, based on Bibus & Semmel, 1977). Abbreviations: HT - Hauptterrasse (main terrace); MT - Mittelterrasse (middle terrace); NT - Niederterrasse(low terrace); TR - Terrasse (terrace; in the reach upstream of Koblenz).


avec les enregistrements océaniques (e.g., Kukla, 1977,1978; Antoine, 1994). La plupart des séquences couvrentle Pléistocène moyen et supérieur, certaines incluant enoutre le Pléistocène ancien voire le Pliocène et le Miocène.

L’étude des formations alluviales permet fréquemmentde mettre en relation la dynamique fluviale et le climat,par le biais des analyses paléontologiques, biostratigra-phiques ou géochronologiques. Le développement desdatations absolues a permis de mettre en évidence l’in-

fluence des cycles de 100 ka dans la formation desterrasses alluviales du Pléistocène moyen et supérieur.Des variations importantes existent cependant d’unsystème fluvial à l’autre, certains comptant moins deterrasses qu’une par période de 100 ka et d’autres plus.

Un nombre de terrasses inférieur peut s’expliquer parle fait que la rivière n’a enregistré que les changementsclimatiques majeurs (supercycles de Kukla, 2005). Larivière Svratka (République tchèque) est un bon exemple

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Fig. 2. : Enregistrements fluviatiles pour la plate-forme est-européenne (d’après Matoshko et al., 2004).a) carte de localisation, montrant les principales provinces crustales mentionnées dans le texte et la localisation des parties b-e de la figure ; b) profiltransversal des terrasses du Dniestr moyen et inférieur ; c) profil transversal (longueur environ 240 km) à travers le bassin du Dniepr moyen, environ 100km en aval de Kiev ; d) profil transversal des terrasses du Don supérieur près de Voronej ; e) profil transversal à travers les sédiments de la basse Volgadans la région du bloc pré-caspien. Noter les contrastes dans la morphologie des dépôts d’une vallée à l’autre. Les nombres en blanc dans les cerclesnoirs correspondent aux stades isotopiques de mise en place des alluvions. La largeur importante du bassin du Dniepr moyen (c) indique que les dépôtsrecouvrent différents types de croûte. L’axe NW-SE entre le Danemark et la Mer Noire, marqué «TTZ» («zone Tornqvist-Teisseyre» ou «zone de suturetrans-européenne»), correspond à la limite entre les secteurs de croûte relativement ancienne à l’Est, et la croûte plus récente d’Europe centrale et occi-dentale. Pour les données sources et des informations complémentaires cf. Matoshko et al. (2004).Fig. 2: Fluvial records from the East European Plain (after Matoshko et al., 2004)a) location map, showing the principal crustal provinces mentioned in the text and the locations of parts b to e of the figure; b) generalized transverseprofile through the Middle–Lower Dniester terrace sediments; c) transverse profile, circa 240 km long, across the Middle Dnieper basin, approximately100 km downstream of the city of Kiev; d) transverse profile through the deposits of the Upper Don near the city of Voronezh; e) cross-section throughthe sediments of the Lower Volga, in the region of the Pre-Caspian Block. Note the contrasting disposition of deposits of particular ages in each case.White numbers in black circles refer to marine oxygen isotope stages to which deposits are attributed. The considerable width of the Middle Dnieperbasin (c) means that different deposits overlie crust with a range of properties. The NW-SE-trending boundary between Denmark and the Black Sealabelled TTZ, the “Tornqvist-Teisseyre Zone” or “Trans-European Suture Zone”, marks the boundary between the relatively ancient crust of easternEurope and the younger crust of central and western Europe. For further information and source references see Matoshko et al. (2004).


de ce type de situation (Kukla, 1977 ; voir aussi Bridgland & Westaway, 2007b). En revanche la présence,dans certaines vallées (par exemple, la rivière Solent, auSud de l’Angleterre ; Westaway et al., 2006a), deterrasses plus nombreuses que les cycles de 100 ka, pourrait s’expliquer par le fait que les phases d’incisiondu bedrock surviennent à la fois en début et en fin depériode glaciaire (Vandenberghe, 1995, 2007 ; Bridgland,2000). Il convient toutefois de souligner que, compte-tenu de la durée inégale des phases glaciaires et inter - glaciaires dans le cycle (respectivement 80 et 20 ka enmoyenne), la morphologie des terrasses glaciaires etinterglaciaires serait, dans un contexte de soulèvementcontinu et régulier, différente. La présence d’un grandnombre de terrasses peut également traduire une réponsedes cours d’eau aux fluctuations climatiques secondaires.En France, la Somme (fig. 5) et l’Yonne comptent ainsiune terrasse supplémentaire, formée durant le stade 7d

ou 7b (Antoine, 1994 ; Antoine et al., 2000, 2007 ;Chaussé et al., 2004). De même la Meuse présente uneterrasse attribuée au stade isotopique 13b (Westaway,2002b). Les terrasses supplémentaires de la rivièreSolent pourraient ainsi représenter le stade 7d/7b et d’au-tres sous-stages (Westaway et al., 2006a).

Des différences notables apparaissent également pource qui concerne la place de l’incision (corollaire de lamise en terrasse de la plaine alluviale antérieure). Pour laTamise (Bridgland, 2000) ou l’Avon (English Midlands,Maddy et al., 1991 ; Bridgland et al., 2004a), la recon-naissance de dépôts interglaciaires à la base de chaqueterrasse (ou intercalées entre les dépôts des périodesfroides antérieures et postérieures) a conduit à rapporterl’incision à la transition glaciaire-interglaciaire. Dansd’autres vallées du Nord-Ouest de l’Europe, telles laSomme (Antoine, 1994 ; Antoine et al., 2000, 2003,fig. 5), la Meurthe-Moselle précédemment évoquée

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Fig. 3 : Profil transversal de séquences fluviales dans les régions cratoniques (d’après Westaway et al., 2003 ; Bridgland & Westaway, 2007a).Les sections a et b présentent les rivières Pravara et Kukadi (Inde), la section c la rivière Vaal (Afrique du Sud). En c, les trois phases de dépôt des“Younger Gravels” («Alluvions Graveleuses Récentes») sont respectivement rapportées au Pléistocène inférieur (A et B) et au milieu du Pléistocènemoyen (C). Dans la formation de Riverton, les membres I et II ont livré des artefacts acheuléens (Pléistocène moyen), le membre III des artefacts duPaléolithique moyen suggérant une mise en place à la fin du Pléistocène moyen ou au début du Pléistocène supérieur ; les membres IV et V datent del’Holocène (Westaway et al., 2003, et références citées dans cet article).Fig. 3: Transverse profiles illustrating fluvial sequences in cratonic regions (after Westaway et al., 2003). Sections a and b are from the cratonic part of peninsular India, being records from the rivers Pravara and Kukadi, respectively. Section c is from theRiver Vaal, in the Archaean Kaapvaal Craton of South Africa. In d, “Younger Gravel” members A and B are thought to be Early Pleistocene, whereas Cis biostratigraphically dated to the mid Middle Pleistocene. In the Riverton Formation, Members I and II have yielded Acheulian artefacts (MiddlePleistocene); Member III has yielded Middle Palaeolithic artefacts, suggesting a late Middle Pleistocene or early Late Pleistocene age; and MembersIV and V are Holocene (see Westaway et al., 2003, and references therein).


(Cordier et al., 2004, 2006 ; Westaway et al., ce volume),et la Wipper et l’Ilm en Allemagne centrale (Mania,1995 ; Bridgland et al., 2004b) des dépôts interglaciaires(de type travertins dans le cas de l’Ilm et de la Wipper)sont en revanche préservés au sommet des formationsalluviales, ce qui permet d’établir que la phase principaled’incision se place à la transition interglaciaire-glaciaire.

3 - LES INTERACTIONS ENTRE MÉCANISMESEXTERNES ET INTERNES, À L’ORIGINE DELA FORMATION DES TERRASSES ÉTAGÉES

La formation de terrasses alluviales dans les régionséloignées des limites des plaques lithosphériques asouvent été attribuée aux variations eustatiques, elles-mêmes influencées par les fluctuations climatiquesquaternaires (e.g., Törnqvist, 1998 ; Karner & Marra,1998 ; Blum & Straffin, 2001). Les phases d’accumula-tion étaient ainsi corrélées avec les transgressions inter-glaciaires, les incisions étant rapportées aux phases derégression. Au contraire, dans les régions continentalesoù l’eustatisme ne peut avoir de rôle important, le rôledirect du climat a été reconnu depuis longtemps, notam-ment pour expliquer l’alternance des phases d’accumula-tion et de creusement (e.g., Zeuner, 1945 ; Bourdier,1968, 1974 ; Tyráãek, 1983 ; Antoine, 1994 ; Bridgland,

1994, 2000 ; Antoine et al., 2000 ; Starkel, 2003). Cetteinfluence explique notamment le fait que d’importantesformations alluviales ont été mises en place lors despériodes froides (Gibbard, 1985 ; Vandenberghe, 1995),c’est-à-dire lorsque les niveaux de base étaient bas (etdonc que les rivières auraient dû, suivant le paradigme del’eustatisme, inciser leurs fonds de vallée).

Les recherches récentes ont en outre permis d’établirque l’étagement des terrasses quaternaires reflète plus oumoins fidèlement le soulèvement des masses continen-tales, et donc l’instabilité crustale de ces régions (Maddy,1997 ; Antoine et al., 2000 ; Bridgland, 2000 ; Van denBerg & Van Hoof, 2001 ; Westaway et al., 2002, 2006a ;cf. Kiden & Tornqvist, 1998). Il apparaît de même que lasubsidence génère un emboîtement des formations allu-viales, l’absence de mouvement significatif se traduisantpar le fait que des cours d’eau restent à des niveaux plusou moins constants.

En Europe (et notamment en Europe du Nord-Ouest),des travaux récents (e.g., Van Vliet-Lanoë et al., 2000 ;Hillis et al., 2008) s’accordent sur l’existence de soulè-vements épirogéniques dans la seconde partie du Céno-zoïque ; on peut ainsi présumer que les mouvementsverticaux quaternaires sont la prolongation de ces effets.Les raisons mêmes de cette instabilité crustale ont étédébattues. Plusieurs auteurs ont attribué ces mouve-ments à la tectonique des plaques, et en particulier aux

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Fig. 4. : Les terrasses de la Tamise (d’après Bridgland 1994, modifié), avec les corrélations avec les stades isotopiques (? = présumés). a) Profil transversal schématique des terrasses de la Tamise moyenne (35 km à l’Ouest de Londres, où le dispositif des terrasses est le mieux préservé) ;b) Profil transversal schématique des terrasses de la Tamise inférieure (15 km à l’Est de Londres), montrant l’alternance des dépôts des phases glaciaireset interglaciaires ; cette séquence, qui débute lors du changement de tracé de la rivière contemporaine de l’Anglien (stade 12), présente de nombreusesdonnées paléoclimatiques. Pour plus de précisions voir Bridgland & Schreve (2004).Fig. 4: The Thames terraces (after Bridgland, 1994, with modifications), showing MIS correlations (? = inferred). a) Idealized transverse section through the terraces of the Middle Thames, circa 35 km west of London, where the most complete sequence is preserved;b) Idealized transverse section through the terraces of the Lower Thames, circa 15 km east of London, showing interbedded cold- and warm-climatedeposits; this sequence, which begins with the Anglian (MIS 12) glacial diversion of the river, shows optimal preservation of palaeoclimatic evidence.For more detail, see Bridgland & Schreve (2004).


mouvements de compression liés à la collision Eurasie-Afrique (e.g., Nikishin et al., 1997 ; Van Vliet-Lanoë etal., 1997 ; Cloetingh et al., 2005). D’autres (e.g., Brodieet White, 1994 ; Jones et al., 2002 ; Arrowsmith et al.,2005) ont attribué ces mouvements verticaux auxpanaches mantelliques. Un troisième mécanisme,suggéré pour la première fois par Westaway (2001),attribue ces mouvements à la réponse isostatique auxprocessus de surface, générant de l’écoulement dans lacouche mobile inférieur de la croûte continentale. Cettehypothèse, qui implique que les mouvements verticauxsont tributaires du climat, peut expliquer des corréla-tions apparentes (déjà remarquées, par exemple, parKukla, 1977, 1978 ; voir infra) entre des phases dedéplacement vertical et des fluctuations climatiques. Detelles corrélations ne se retrouvent en revanche pas pourles autres mécanismes (tectonique des plaques oupanaches mantelliques) envisagés pour expliquer cesmouvements verticaux.

L’absence de soulèvement dans les régions crato-niques, par exemple dans l’Inde et de l’Afrique du Sud,où des alluvions anciennes se trouvent au voisinage descours d’eau actuels (fig. 3), peut s’expliquer de la

même manière (Westaway et al., 2003). La couchemobile, typiquement située dans les régions de croûtecontinentale post-archéenne à la base de la croûtecassante, donc en-dessous de la limite de profondeur desismicité, indique une température supérieure à environ 350 °C (Sibson, 1983). Les cratons archéens secaractérisent en revanche par une lithosphère épaisse.La température du Moho n’y atteint ainsi pas 350 °C,d’où l’absence de couche mobile, et donc de mouve-ments verticaux significatifs. D’autres régions conti-nentales récemment étudiées (voir, par exemple,Westaway, 2001 ; Bridgland & Westaway, 2007b ;Westaway et al., ce volume ; cf également infra), secaractérisent également par le fait qu’une partie de lacroûte inférieure ne soit pas mobile; ce fait s’expliquepar la présence d’une couche mafique (matériel basal-tique, issu du manteau) à la base de la croûte, qui, àcause de sa composition, ne peut pas s’écouler signifi-cativement à la température ambiante. Cette couchebasale mafique, générée par du sous-placage magma-tique (résultant par exemple de l’intrusion de filons-couches en relation avec l’activité des panachesmantelliques), limite ainsi l’épaisseur de la couche

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Fig. 5 : Profil transversal des terrasses de la Somme dans le secteur d’Amiens (Nord de la France), avec les corrélations avec les stades isotopiques (? = présumés), (d’après Antoine et al., 2000, 2007 et Bridgland et al., 2006).Fig. 5: Transverse section through the terraces of the River Somme, in the vicinity of Amiens, northern France (after Antoine et al., 2000, 2007 and Brid-gland et al., 2006), showing MIS correlations (? = inferred).


mobile sus-jacente, affectant ainsi la morphologie dessystèmes de terrasses fluviatiles (voir infra). Lesprovinces crustales du Protérozoïque inférieur et moyensont caractérisées par une croûte épaisse d’environ50 km, avec une couche mafique dont l’épaisseur peutatteindre 20 km (e.g., Durrheim & Mooney, 1991,1994), dont la mise en place serait intervenue lors de laconsolidation de la croûte (e.g., Wendlandt et al., 1993 ;Taylor & McLennan, 1995).

La genèse des terrasses alluviales apparaît donccomme influencée par un forçage à la fois externe (fluc-tuations climatiques, eustatisme) et interne. La questionse pose cependant d’éventuelles relations entre cesinfluences : en effet, il est clairement établi que lesterrasses alluviales antérieures au Pléistocène moyensont caractérisées par de vastes épandages, associés à delarges paléo-fonds de vallées. Les terrasses formées aucours du dernier million d’années témoignent enrevanche de vallées étroites et encaissées dans les reliefs(e.g., Kukla, 1978 ; Maddy et al., 2000, fig. 1b). Cecontraste, reconnu dans les régions de croûte post-archéenne, a été rapporté à une augmentation desvitesses de soulèvement à partir d’environ 900 ka (e.g.,Kukla, 1977, 1978 ; Meyer & Stets, 1998 ; Westaway,2002a). Or cette date correspond à la « Révolution duPléistocène moyen » (passage d’un forçage climatiquedominé par les cycles d’obliquité de 41 ka à un forçageclimatique contrôlé par les cycles d’excentricité de100ka). Un tel synchronisme incite à rechercher d’éven-tuels liens entre changements climatiques et mécanismesdu soulèvement épirogénique. Selon des travaux récents(Westaway, 2001, 2002a, b ; cf. Kukla, 1977, 1978), lepassage à une prédominance des cycles de 100 ka auraitaccentué l’intensité des changements climatiques, avecdes effets plus marqués sur les paysages (formation oufonte de calottes glaciaires, érosion ou sédimentation surles continents). L’érosion plus forte des continents seserait accompagnée en profondeur de mouvements crus-taux, avec des déplacements de matériel mobile dans lacroûte inférieure, depuis les régions subsidentes vers lesrégions en soulèvement. L’arrivée de ce matérielaugmente l’épaisseur de la croûte et permet au soulève-ment de se poursuivre. Ce mécanisme aboutit ainsi à lamise en place de formations alluviales étagées, établis-sant ainsi le lien entre le climat du Quaternaire et l’évo-lution des vallées.

4 - LES TERRASSES ÉTAGÉES,UN PHÉNOMÈNE MONDIAL

4.1 - L’EUROPE ORIENTALE

Même si elles ont peu été diffusées, d’importantesrecherches ont été menées au cours des dernières décen-nies sur les systèmes fluviatiles d’ex-URSS. Les travauxont notamment portés sur les systèmes de terrasses descours d’eau se jetant dans la Mer Noire et la MerCaspienne (le Dniestr, le Dniepr, le Don et la Volga,Matoshko et al., 2004, fig. 2). Les reconstitutions chro-

nologiques s’appuient à la fois sur la magnétostratigra-phie et biostratigraphie et sur l’étude des lœss et paléo-sols. Elles intègrent également les variations eustatiquespour le cours aval de fleuves, et l’influence des glacia-tions nordiques pour leur cours amont. La disposition desterrasses alluviales est très variable d’une région àl’autre, de sorte que des liens avec le type de croûte sous-jacente peuvent être envisagés.

C’est d’abord le cas pour le Dniestr, qui relie sur~700 km le piémont des Carpates et la Mer Noire. Ilprésente un système de terrasses étagées bien dévelop-pées (15 terrasses atteignant jusqu’à 300 m d’altituderelative, fig. 2b), témoignant d’un soulèvement continu.Les formations sont essentiellement composées d’allu-vions grossières déposées lors des périodes froides,vraisemblablement par un cours d’eau à chenauxtressés. Au sommet de ces dépôts se trouvent des allu-vions fines interprétées comme des dépôts de crues misen place lors des interglaciaires. La phase d’incisionmajeure doit en conséquence être située en début depériode froide.

Le système de terrasses du Dniestr peut être diviséen deux parties : les sept terrasses les plus récentes sonten phase avec les cycles de 100 ka (seul manquant lestade isotopique 10, remplacé par un étagement plusmarqué entre les terrasses des stades 12 et 8, fig. 2b).Les terrasses alluviales plus anciennes sont enrevanche plus vastes et associées à des dépôts plusépais, pouvant refléter une succession de cycles clima-tiques plus courts, typiques du Pliocène et du Pléisto-cène inférieur.

Le Dniepr et le Don sont également tributaires de laMer Noire, qu’ils rejoignent après avoir drainé lebouclier ukrainien (fig. 2a), qui est la partie la plusancienne de la plate-forme est-européenne. Lesséquences alluviales de ces deux fleuves présentent unesuccession de phases d’incision et d’accumulation.Contrairement au Dniestr, elles ne se développent quesur quelques dizaines de mètres au-dessus des fonds devallée (fig. 2c & 2d), reflétant vraisemblablement unealternance entre des périodes de soulèvement et de subsi-dence. Une telle dynamique semble pouvoir êtrerapportée à la nature de la croûte du bouclier ukrainiensous-jacente, dont l’âge (protérozoïque inférieur, vers~1900-1800 Ma ; e.g., Zhao et al., 2002) est plus récentque celui des cratons archéens (cf. supra) mais plusancien que celui de la croûte de l’Europe centrale et occi-dentale (voir infra).

Située encore plus à l’Est, la Volga se jette dans la MerCaspienne après avoir drainé la plate-forme est-euro-péenne puis le bloc pré-caspien. Dans son cours infé-rieur, la Volga présente dans une tranche altitudinaleréduite des alluvions dont l’âge est très variable (fig. 2e),ce qui indique que la région n’a subi que peu de mouve-ments verticaux durant le Pléistocène. Ce fait pourraitrefléter la nature du bloc pré-caspien, prolongement de laplate-forme est-européenne vers le Sud-Est, formé dansle Protérozoïque (e.g., Nikishin et al., 1996), et dont lecomportement peut être rapproché de celui des cratonsarchéens (Westaway et al., 2003).

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4.2 - LE CAS DES COURS D’EAU MÉDITER -RANÉENS

Plusieurs systèmes fluviatiles méditerranéens ont faitl’objet de recherches récentes, dans le cadre du projetIGCP 449. Les terrasses fluviales (et marines) sontnotamment abondantes en Italie du Sud, où elles attes-tent d’une accélération du soulèvement au début duPléistocène moyen. Westaway & Bridgland (2007) ontproposé que cette évolution, auparavant attribuée à uneréorganisation aux déplacements de plaques, peut enréalité s’expliquer par un accroissement des rythmesd’érosion au début du Pléistocène moyen. Les fleuvesdu Sud-Est de l’Espagne, notamment l’Aguas, et lesdépôts marins associés, ont aussi été étudiés (e.g.,Stokes & Mather, 2000 ; Schulte, 2002 ; Mather &Stokes, 2003 ; Braga et al., 2003 ; voir aussi Bridgland &Westaway, 2007a). Cette région se trouvant sur labordure nord de la limite convergente entre les plaqueseurasienne et africaine, de nombreux auteurs ontattribué ce soulèvement à la tectonique (e.g., Stokes &Mather, 2000 ; Mather & Stokes, 2003). Cependant,Harvey & Wells (1987) ont interprété le déplacementvertical de la croûte dans ce secteur comme preuve d’unsoulèvement épirogénique (c’est-à-dire régional),combinés aux effets locaux de la réactivation de failles

en bordure de plaque. Cette hypothèse est très proche decelle développée ultérieurement pour d’autres secteursdu bassin méditerranéen (e.g., Westaway et al., 2006b ;Westaway & Bridgland, 2007).

Dans l’Est du bassin méditerranéen, les études ontporté sur les systèmes de terrasses du Nil (Said, 1981 ;Zaki, 2007), de l’Euphrate (Tyráček, 1987 ; Demir et al.,2007a, b), du Jourdain (Bar-Yosef, 1998), ou encore del’Oronte (Syrie, Bridgland et al., 2003). L’existence dedéformations crustales actives dans ces régions (géné-rées notamment par les mouvements relatifs entre lesplaques arabique, eurasienne, africaine et turque,soumises au volcanisme et à des rejeux de failles) ontabouti à des enregistrements fluviatiles atypiques (e.g.,Seyrek et al., 2008 ; voir infra).

Dans le cas de l’Oronte, les recherches menées parBridgland et al. (2003) ont mis en évidence l’existencede 12 terrasses étagées jusqu’à ~130 m d’altitude relative(fig. 6). Les travaux ultérieurs ont permis d’identifierd’autres terrasses jusqu’à ~200 m d’altitude relative. Lachronologie provisoire illustrée de ces terrasses a pu êtreétablie grâce à des données archéologiques (étude du sitepaléolithique inférieur de Latamné, fig. 6a), paléovolca-niques (basaltes d’Homs, d’âge fini-miocène, situés à~400 m d’altitude relative), et paléontologiques (données

12

Ceyhan

Fig. 6 : Les terrasses de la haute vallée de l’Oronte.a) Carte de localisation ; b) Profil transversal schématique pour le secteur d’Homs (d’après Bridgland et al., 2003 et Bridgland & Westaway, 2007a,

modifié). Les bases des terrasses en tiretés n’ont pas été directement observées. Les nombres dans les cercles correspondent aux stades isotopiquesprésumés. Les terrasses et témoignages archéologiques de l’Oronte moyen (Besançon & Sanlaville, 1993) apparaissent, pour comparaison, à gauche duprincipal système de terrasses. La ligne pointillée, marquée avec DSFZ (« Dead Sea Fault Zone» ou «Zone de Failles de la Mer Morte »), indique labordure entre les plaques africaines et arabiques.Fig.6: The fluvial sequence of the Orontes.a) Location map; b) Idealized transverse profile through the Orontes terraces in the Homs area (modified from Bridgland et al., 2003 and Bridgland &Westaway, 2007a). Bases of terraces and other field relations are shown dashed if not directly observed. Numbers in circles indicate inferred MIS corre-lations. Terrace and archaeological evidence from the Middle Orontes (Besançon & Sanlaville, 1993) is shown, for comparison, to the left of the mainstaircase. Dashed line labelled DSFZ (“Dead Sea Fault Zone”) marks the boundary between the African and Arabian plates.


biostratigraphiques mammaliennes, discutées par Brid-gland et al., 2003). La vitesse de soulèvement ainsicalculée, ~0.1 mm an-1 depuis le Pléistocène inférieur, estcomparable avec celle reconnue pour d’autres régions decroûte post-archéenne. La dynamique de la haute Oronten’a guère été influencée par la proximité de la zone deconvergence oblique des plaques africaines et arabiques :le soulèvement local induit par cette composante deconvergence se manifeste en effet principalement àl’Ouest de la bordure des plaques (e.g., Westaway, 2003),et non à l’Est où coule l’Oronte supérieur.

Des conclusions similaires peuvent être tirées de l’étudede la rivière Gediz (Turquie occidentale). Dans la régiondu complexe volcanique quaternaire de Kula, les terrassesde la Gediz, dont l’âge a pu être déterminé par la datationK/Ar et Ar/Ar des basaltes sus-jacents, témoignent d’uneincision d’environ 400 m depuis le Pliocène (e.g.,Westaway et al., 2006b). En particulier, 11 terrasses duPléistocène inférieur, situées entre 200 et 140 m d’altituderelative paraissent refléter une succession de cycles de41ka de Milankovitch (Maddy et al., 2005; Westaway etal., 2006b). Bien que la Turquie occidentale présente denombreuses failles normales actives, le secteur de Kula estrelativement éloigné des failles majeures, de sorte que lamorphologie de son système de terrasses ne peut être quele reflet d’une évolution régionale.

Des données complémentaires pour l’Est méditerra-néen ont enfin été apportées par l’étude du Kébir(Syrie) : dans le secteur de Lattaquie (fig. 6a), à l’Ouestde la bordure entre les plaques africaines et arabiques, lesterrasses fluviales alternent avec les terrasses marines(Besançon et al., 1978 ; Besançon & Sanlaville, 1984 ;Bridgland et al., 2008), ce qui indique que la sédimenta-tion fluviatile s’effectue lors des périodes froides (Cope-land & Hours, 1993). La question reste néanmoins poséede savoir si le forçage climatique est ici lié aux tempéra-tures ou aux précipitations (e.g., Rossignol-Strick, 1999).Les terrasses marines et fluviales reconnues dans cetterégion témoignent d’une vitesse de soulèvement de ~0.4mm an-1 (Bridgland et al., 2008), nettement supérieure àcelle reconnue près de Homs. Deux cents kilomètres plusau Nord en Turquie (à l’ouest de Düziçi, fig. 6a), ainsiqu’à l’Ouest de la bordure entre les plaques africaines etarabiques, les terrasses de la rivière Ceyhan (datées parla datation Ar/Ar de basaltes sus-jacents), indiquent unevitesse de soulèvement similaire de ~0.4 mm an-1

(Seyrek et al., 2008). La modélisation effectuée parSeyrek et al. (2008) indique que la composante deconvergence entre les plaques a déterminé la morpho-logie de cette région, conditionnant la répartition desprécipitations, et ainsi la vitesse d’érosion. La vitesse desoulèvement dans cette région est ainsi déterminée à lafois par le mouvement des plaques et par le climat.

4.3 - L’AMÉRIQUE DU NORD

De nombreuses régions nord-américaines ayant étérecouvertes par les glaces, les enregistrements ne remon-tent que rarement au delà du Pléistocène moyen (e.g.,Clet-Pellerin & Occhietti, 2000). Il en est de même pour

le cours inférieur du Mississippi-Missouri pourtant situéen deçà de l’extension maximale des glaces (e.g., Blumet al., 2000 ; Blum & Straffin, 2001). Certains systèmesfluviaux offrent néanmoins des enregistrements couvrantune partie importante du Cénozoïque. Plusieurs systèmesfluviatiles ont fait l’objet d’études de modélisationrécentes, par exemple la Susquehanna et l’Ohio parWestaway (2007), le Colorado (fig. 7a) par Bridgland&Westaway (2007a), et la Platte (fig. 8) par Bridgland &Westaway (2007b). Les cas de ces deux derniers coursd’eau ainsi que du Rio Grande sont discutés ici.

Dans l’Ouest américain, la rivière Colorado estencaissée de 1500 m dans le Plateau éponyme au niveaude la traversée du Grand Canyon (Arizona). Dans cesecteur la croûte (du Protérozoïque inférieur) présenteune couche mafique basale épaisse (e.g., Wendlandt etal., 1993). La présence de débris volcaniques du milieudu Miocène (e.g., Damon et al., 1974) près du niveauoriginel de la rivière avant l’incision permet d’estimer lerythme moyen du soulèvement à ~0.1 mm an-1. Cettevaleur masque néanmoins des variations spatiales ettemporelles importantes : ainsi l’incision depuis 500 kaest estimée à 260 m dans la partie amont du canyon(Garvin et al., 2005), contre moins de 50 m à 250 km enaval (Lucchitta et al., 2000). Cette diminution desvaleurs de l’incision (et, partant, du soulèvement) a étéconfirmé dans une publication récente (Polyak et al.,2008). La part du rejeu de failles normales locales dansces différences reste cependant à évaluer (cf. Pederson etal., 2002, 2003 ; Hanks & Blair, 2003).

Dans le Plateau oriental du Colorado, à l’Ouest desMontagnes Rocheuses, les meilleures preuves d’un creu-sement ancien du Colorado ont été obtenues en amont duGrand Canyon, dans la région de Grand Junction (fig. 7a,voir aussi Bridgland & Westaway, 2007a). Dans cesecteur l’incision s’élève à 1650 m depuis 10 Ma, âged’une coulée basaltique ayant occupé la vallée du paléo-Colorado (fig. 7a). Les basaltes de Spruce Ridge, datésde 7.8 Ma, se trouvent pour leur part à 847 m au-dessusde la rivière (fig. 7a) ; l’incision a donc été particulière-ment rapide entre 10 et 7.8 Ma (phase 1 sur la fig. 7a).Deux autres phases d’incision rapide ont également étéidentifiées pour le Colorado, débutant vers 3 et 0.9 Ma(phases 2 et 3, fig. 7a). Ces deux phases sont contempo-raines de l’accélération de l’incision observée en Europe,par exemple dans les vallées de la Somme, de la Tamise,du Dniestr, du Rhin, ou encore de la Meurthe-Moselle(voir Westaway et al., ce volume). Cependant, l’existenced’une phase de subsidence de plusieurs dizaines demètres entre ces phases de soulèvement/incision estétablie par la présence d’une couverture de dépôts lacus-tres recouvrant les alluvions de la paléo-vallée d’Uncom-pahgre (fig. 7a).

La Platte (fig. 8) s’écoule pour sa part à l’Est desMontagnes Rocheuses et rejoint le Missouri à Omaha(Nebraska) ; elle traverse d’abord des régions dont lacroûte date du Protérozoïque moyen et inférieur (cesecteur se caractérisant par la présence d’une couchemafique basale épaisse, e.g., Durrheim & Mooney, 1991,1994). Elle s’approche ensuite du noyau archéen crato-

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nique du continent nord-américain (e.g., Kendall et al.,2002 ; Rämö et al., 2003). Ce contraste entre plusieurstypes de croûte (similaire à celui décrit dans la région dela Mer Noire, cf. fig. 2) se retrouve clairement dans ladisposition des enregistrements sédimentaires, comme lemontre la fig. 8. Ainsi, dans son cours supérieur (façonnédans la croûte épaisse du Protérozoïque inférieur), lesterrasses alluviales de la Platte témoignent d’une incisionde plusieurs centaines de mètres depuis la fin du Plio-cène (fig. 8a & b). En amont, une deuxième phase d’in-cision rapide, débutant vers 0.9 Ma, peut être identifiée(fig. 8a). L’incision post-Pliocène diminue progressive-ment vers l’Est jusqu’à atteindre quelques dizaines demètres (fig. 8c). Plus en aval, là où la croûte est moinsépaisse (voir infra), la répartition des dépôts alluviauxsuggèrent une alternance de phases de soulèvement et desubsidence (fig. 8d & e), à l’instar de ce qui a été décrit

pour le Dniepr et le Don (fig. 2c & d). Dans le cours infé-rieur de la Platte, les mouvements verticaux très faiblesaffectant les sites près de l’aire cratonique (fig. 8f & g)aboutissent à un enregistrement similaire à ceuxreconnus pour le Vaal (voir ci-dessous) ou les rivièresindiennes (fig. 3 & 8). Dans cette seule rivière, latraversée de plusieurs provinces crustales aboutit ainsi àune succession de dispositifs différents, reflétant diversétats de stabilité de la croûte, comme dans d’autres cassimilaires à travers le globe (cf. Westaway et al., 2003 ;Bridgland & Westaway, 2007a, b).

Le dernier exemple de cours d’eau Nord-Américain estle Rio Grande. Ce fleuve né à 300 km au Sud-Ouest deDenver coule d’abord suivant une direction méridiennedans les Montagnes Rocheuses (Colorado et Nouveau-Mexique), puis oblique vers le Sud-Est pour rejoindre leGolfe du Mexique, marquant la frontière entre les États-

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Alluvions quaternaires Silcrète Sédiments fluviatiles etlacustres oligocènes

SubstratTerrasse façonnée dans lessédiments oligocènes

Alluvions sableuses et grossières

Dépôts lacustres

Basalte

Retombées decendres volcaniques

Phase d'incision principale3

Fini-Miocène

Fini-Miocène

Depuis le début du Pléistocène moyen

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Fig. 7 : Profils transversaux schématiques des terrasses.a) Les terrasses du Colorado et de son affluent le Gunnison dans la région de Grand Junction, Colorado. Les nombres dans les cercles correspondent auxstades isotopiques présumés. Les âges numériques ont été obtenus par datation Ar-Ar (voir Bridgland & Westaway, 2007a pour les données originales).b) Les terrasses de la rivière Sundays, South Africa : profil transversal schématique des terrasses près de Kirkwood (Province du Cap), modifié d’aprèsHattingh & Rust (1999). L’insert présente le détail pour les terrasses les plus récentes. Les stades isotopiques suggérés ont été obtenus par la modélisa-tion (Bridgland & Westaway, 2007a). c) Profil transversal schématique des terrasses de la rivière Shoalhaven à Larbet, Nouvelles Galles du Sud,Australie (modifié d’après Nott et al., 2002) avec indication des stades isotopiques présumés. d) Profil transversal schématique des terrasses de larivière Acre (Ouest du Brésil), d’après Westaway (2006a). Les données chronologiques manquent mais la basse terrasse date probablement du stadeisotopique 2.Fig. 7: Idealized transverse sections through terrace sequences. (a) The Colorado and its tributary the Gunnison in the vicinity of Grand Junction, Colo-rado. Numbers in circles indicate inferred MIS correlations; geochronology is by the Ar-Ar method (see Bridgland & Westaway, 2007a, for originalsources). (b) The River Sundays, South Africa: near Kirkwood (Cape Province), modified from Hattingh & Rust (1999). Suggested isotope stages arefrom uplift modelling (see Bridgland & Westaway, 2007a). (c) The River Shoalhaven at Larbet, New South Wales, Australia (modified from Nott et al.,2002) showing inferred MIS correlations. (d) River Acre, western Brazil (after Westaway, 2006a). Age constraint is poor but the low terrace probablydates from MIS 2.


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Fig. 8 : Profils transversaux présentant les systèmes de terrasses alluviales de la Rivière Platte (Centre-Ouest des États-Unis) se succédant lelong de la vallée. Les variations observées dans l’agencement des terrasses alluviales sont attribuées aux changements de propriétés de la croûte sous-jacente. D’aprèsOsterkamp et al. (1987) (a) et Reed et al. (1965) (b-g), modifié d’après les figures 12 et 13 de Bridgland & Westaway (2007b). Un calage chronologiqueest fourni par la présence, dans plusieurs secteurs (c, d, e et f) de dépôts volcaniques (l’ancien « Pearlette Ash » ou « cendres de Pearlette»), aujourd’huicorrélés à l’éruption Lava Creek B de Yellowstone, datée de 602 ± 4 ka (stade isotopique 15) au voisinage de sa source présumée (Gansecki et al., 1998).Les autres données chronologiques sont discutées en détail par Bridgland & Westaway (2007b). D est la distance entre chaque secteur et la confluencePlatte-Missouri près d’Omaha (Nebraska). Pour (f) et (g), D est la distance à l’Ouest du Missouri et U la distance par rapport à Omaha en remontant leMissouri. Pour (d) et (e), les nombres indiquent l’ordre de dépôt des alluvions fluviatiles (voir discussion dans le texte). Fig. 8: A succession of transverse profiles through the terrace deposits of the Platte River in the midwestern USA, illustrating the downstream variationin disposition that, we suggest, is the result of a corresponding variation in properties of the underlying crust. After Osterkamp et al. (1987) (a) and Reedet al. (1965) ((b) to (g)), redrawn from fig. 12 & 13 of Bridgland & Westaway (2007b). A significant age constraint is provided by the presence at thelocalities in (c), (d), (e) and (f) of tuff, the “Pearlette Ash”, which has been correlated with the Lava Creek B eruption of Yellowstone, now dated to 602± 4 ka (MIS 15) in the vicinity of its inferred source (Gansecki et al., 1998). Other dating constraints for the Platte succession, summarised here, arediscussed in detail by Bridgland and Westaway (2007b). D is distance of each locality upstream from the Platte-Missouri confluence near Omaha,Nebraska. For (f) and (g), D is distance west of the Missouri and U is distance upstream of Omaha along the Missouri. In (d) and (e), numbers indicatethe order of deposition of the fluvial deposits. See text for discussion.


Unis et le Mexique. Au Sud du Nouveau-Mexique, dansla traversée du rift actif du Rio Grande, une phase d’inci-sion a succédé à une phase d’aggradation il y a environ0.8 Ma, cette incision étant accompagnée par la formationcyclique de terrasses étagées (e.g., Mack et al., 2002). Lesalluvions du Pléistocène inférieur dominent actuellementde 100-150 m le cours d’eau actuel (e.g., Mack et al.,2002). Le fleuve réagit ainsi au changement climatiquecaractéristique du début du Pléistocène moyen, l’incisiondepuis cette date étant comparable à celle reconnue àDenver pour la Platte (fig. 8a). Cette ressemblance peutêtre expliquée par le fait que la croûte possède dans lesdeux secteurs des caractéristiques similaires. Le cas duRio Grande peut également être rapproché de celui de laTurquie occidentale (e.g., Westaway et al., 2006b, cfsupra), où l’on retrouve un soulèvement régional dans uncontexte de distension de la croûte.

4.4 - L’AFRIQUE DU SUD

L’Afrique du Sud a déjà été évoquée précédemment àpropos des cratons archéens. L’une des principalesrivières de la région est le Vaal, qui traverse le craton, etdont les alluvions d’âge mio-pliocène à quaternaire sontfaiblement étagées (fig. 3c). Sur la côte de cette régiondont le climat peut être rapproché des milieux méditerra-néens, la rivière Sundays a également fait l’objet d’étuderécentes (Hattingh & Rust, 1999, fig. 7b). Cette rivièredraine la province crustale de Namaqua-Natal (Protéro-zoïque moyen et supérieur) et le Cap Foldbelt (Paléo-zoïque), toutes deux plus récentes que le craton archéendu Kaapvaal (voir carte des provinces crustales de cetterégion dans Westaway et al., 2003). Elle présente dansson cours inférieur un dispositif de terrasses alluvialesétagées bien développé ; les terrasses ne montrent enparticulier aucune déformation lors du passage de laprovince de Namaqua-Natal au Cap Foldbelt. Lesterrasses les plus anciennes datent de moins de 3 Ma (âgedes dépôts marins trouvés près de Kirkwood à 450 md’altitude, McMillan, 1990), ce qui implique une vitessed’incision moyenne de 0.15 mm an-1. En l’absence d’au-tres données chronologiques, le système de terrasses afait l’objet d’une modélisation suivant la méthode deWestaway (2001). Cette modélisation (expliquée endétail dans Bridgland & Westaway, 2007a) montre que lamorphologie des terrasses est cohérente avec l’idéed’une accélération de l’incision après la révolution duPléistocène moyen. Ce résultat est en outre en accordavec les reconstitutions de Maud (1968) pour lesterrasses marines à l’Est de l’estuaire de la Sundays.Cette reconstitution diffère en revanche de celui proposépar Hattingh & Rust (1999) à partir du modèle chronolo-gique de Le Roux (1990), pour qui les derniers dépôtsmarins retrouvés à 450 m d’altitude datent du Miocènemoyen et non du Pliocène.

Cette modélisation envisage aussi un accroissementdes vitesses de creusement à la fin du Pliocène (c’est-à-dire après la formation de T1 ; fig. 7b), suivi par uneaccalmie au Pléistocène inférieur, avant le nouvelaccroissement au Pléistocène moyen marqué par un

rétrécissement notable de la vallée (terrasse T4, Hattingh& Rust, 1999 ; Bridgland & Westaway, 2007a, fig. 7b).Cette évolution, comparable à celle des cours d’eautempérés de l’hémisphère nord, suggère une réponseidentique au forçage climatique (voir infra).

4.5 - L’AMÉRIQUE DU SUD

Les principales études sur ce continent portent sur leParana-Uruguay (e.g., Ubilla, 2004) et sur l’Amazone(e.g., Latrubesse & Rancy, 2000 ; Latrubesse, 2002 ;Westaway, 2006a). Dans ce dernier bassin, les terrassessont relativement rares, ce qui peut être mis en relationavec la présence du craton archéen éponyme. Desterrasses ont seulement été identifiées sur les marges ducraton, dans des régions de croûte post-archéenne (e.g.l’Acre, fig. 7c).

Plus au Sud, la rivière Mendoza (Argentine) présente aumoins six terrasses étagées (Brunotte, 1983). Ces terrassesse raccordent à l’amont à des pédiments dont le plusancien, situé à 1200 m au-dessus du cours d’eau actuel, estformé dans des dépôts rapportés au Pliocène. Un coursd’eau voisin, le Diamante, présente un dispositif alluvialcomprenant cinq terrasses étagées (Grosso & Corte,1989), la plus ancienne étant à 200 m d’altitude relative.Ces terrasses sont rapportées sur la base de corrélationsrégionales aux stades isotopiques 2, 4, 6, 12 et au Pléisto-cène inférieur (1.2-1.0 Ma). La vitesse d’incision depuis lemilieu du Pléistocène peut ainsi être évaluée à 0.2 mm an-1

(Baker & Gosse, 2003), ce qui est cohérent avec l’âge de1Ma pour la plus ancienne terrasse. Celle-ci est associée àune large paléo-vallée, contrairement aux terrasses plusrécentes qui jalonnent une vallée plus étroite, de sorte quel’on retrouve la morphologie de nombreuses rivières euro-péennes (cf. supra).

4.6 - L’AUSTRALIE

L’Australie est connue pour l’ancienneté et la stabilitéde ses paysages. Une grande part de l’Ouest de cette île-continent correspond notamment aux cratons archéensde Yilgarn et de Pilbara. Cette stabilité est confirmée pardes études du niveau marin et de la position du trait decôte (Beard, 1998 ; Westaway et al., 2003), qui indiquentdes déplacements verticaux limités à quelques dizainesde mètres depuis le Crétacé. La relative inactivité peuts’expliquer dans d’autres parties du continent par l’ari-dité du climat, bien attesté par les études sur le bassinendoréïque du lac Eyre (e.g., Kershaw & Nanson, 1993 ;Nanson & Price, 1998). Le principal système fluvialaustralien, le Murray-Darling, existe depuis au moinsl’Éocène. La partie aval de ces deux cours d’eau corres-pond à un bassin subsident dans lequel se sont accumuléssur plusieurs centaines de mètres les sédiments fluvia-tiles, lacustres et marins (e.g., Stevenson & Brown,1989).

L’Australie a cependant connu sur ses marges orien-tales et méridionales un soulèvement plus important,compris entre 60 et 110 m depuis le début du Pléistocènemoyen (Huntley et al., 1993, 1994 ; Murray-Wallace etal., 1996). Ce soulèvement s’est accompagné de l’inci-

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sion des dépôts antérieurs et de la formation de terrassesalluviales et marines. Le calage chronologique repose surla datation des basaltes du champ volcanique des MontsGambier et Schank (Sheard, 1990), qui recouvrent lesdépôts d’une terrasse marine du Pléistocène moyensituée sur la côte sud-est de l’Australie. Les vitesses desoulèvement varient le long de cette côte ; elles sontminimales au niveau de l’embouchure du Murray et dansles régions cratoniques situées plus à l’Ouest (Murray-Wallace, 2002).

Des études précises ont été menées le long de la rivièreShoalhaven. Cette rivière, née dans la Great DividingRange, rejoint la mer de Tasman au Sud de Sydney (Nottet al., 2002, fig. 7d). Une large vallée d’âge oligocène aété identifiée, qui a été comblée par les dépôts volca-niques à la fin de l’Oligocène (30 Ma), d’où la formationd’un lac de barrage long de 80 km, au fond duquel lessédiments se sont accumulés sur une épaisseur maximalede 60 m. La rivière a ensuite incisé ces dépôts d’environ40 m, formant un système de six terrasses étagées, lesquatre plus récentes ayant été rapportées par Nott et al.(2002) aux stades isotopiques 12, 8, 4 et 2 sur la base dedatations TL (fig. 7d). La modélisation réalisée par Brid-gland & Westaway (2007a) suggère de raccorder les deuxterrasses antérieures aux stades 22 et 14, ce qui corres-pondrait à des vitesses de soulèvement voisines de0.05 mm an-1 pour le Pléistocène moyen et supérieur.Comme de nombreux cours d’eau du globe, les terrassesde la Shoalhaven semblent ainsi s’être formées suivantles cycles de Milankovitch.

5 - DISCUSSION : LE RÔLE DES PROPRIÉTÉSDE LA CROUTE ET DU CLIMAT DANS LA

FORMATION DES TERRASSES ALLUVIALES

5.1 - L’INFLUENCE DES PROPRIÉTÉS DE LACROÛTE

Même si les cours d’eau présentés ne peuvent refléterque partiellement l’évolution des masses continentales,les résultats obtenus dans des régions très diversesmontrent que la formation des terrasses étagées est unphénomène général, reflétant une incision fluvialeimportante durant la fin du Cénozoïque, et notammentau cours du Pléistocène moyen et supérieur. Cependant,la mise en évidence de systèmes de terrasses différentsdans des vallées situées dans un même contexte clima-tique indique que le climat est un facteur important maisnon exclusif : les caractéristiques de la croûte peuventégalement jouer un rôle important dans la morphologiedes archives fluviales.

L’augmentation des rythmes de soulèvement au débutdu Pléistocène moyen est plus ou moins contemporainede la « Révolution du Pléistocène moyen » (le commen-cement des cycles climatiques de 100 ka). La coïnci-dence de cette phase de soulèvement avec le changementdu climat était identifié pour la première fois dans l’Eu-rope centrale et occidentale par Kukla (1977, 1978).Cette correspondance est maintenant établie dans le

monde entier. Les systèmes de terrasses pour lesquels ondispose d’un calage chronologique fiable montrent quel’incision moyenne depuis ~0.9 Ma varie, hors descratons archéens, entre ~0.02 mm an-1 pour l’Euphrate enSyrie (Demir et al, 2007a) et ~0.03 mm an-1 pour laSusquehanna (Westaway, 2007), ~0,06 mm an-1 pour laSomme, à ~0.2 mm an-1 pour le Rhin (fig. 1), et ~0.4 mman-1 pour le Colorado (fig. 7a). Bridgland & Westaway(2007b) ont compilé les données pour beaucoup d’autresexemples.

La phase antérieure de soulèvement accéléré (autourde 3 Ma), était identifié pour la première fois dans laMeuse (Van den Berg, 1994 ; Van den Berg & Van Hoof,2001). Cette phase pourrait être mise en relation avec lapéjoration climatique suivant l’optimum du Pliocènemoyen (Westaway, 2002b). Elle est maintenant connuedans plusieurs autres systèmes fluviaux, compris, parexemples, le Rhin (fig. 1), la Dniestr (fig. 2a), la Colo-rado (fig. 7a), la Platte (fig. 8), et la Meurthe-Moselle(Westaway et al., ce volume). Une troisième phase d’in-cision, commençant a ~2 Ma, a été identifié plus récem-ment dans plusieurs rivières, par exemple la Dniestr (fig.2a), l’Euphrate (Demir et al., 2007a), et la Meurthe-Moselle (Westaway et al., ce volume) ; voir aussiWestaway (2008). Le début de cette phase peut être aussimis en relation avec une péjoration climatique : il corres-pond au Tiglien C suivant la terminologie utilisée pour leNord-Ouest de l’Europe (e.g., Pross & Klotz, 2002), austade Akchagyl final (suivant la terminologie est-euro-péenne, e.g., Matoshko et al., 2004), ou encore au débutdu stade Nebraskien reconnu en Amérique du Nord (e.g.,Roy et al., 2004).

Un autre type de préservation existe, intermédiaireentre les systèmes de terrasses développées dans lesrégions en surrection, et les domaines cratoniques où lesdéplacements verticaux apparaissent très faibles. Cesenregistrements fluviatiles témoignent d’une successionde longues phases de soulèvement et de subsidence, avecun faible écart altitudinal total. Cette configurationsemble caractéristique des régions dont la croûte date dudébut du Protérozoïque moyen, comme le bouclier ukrai-nien (cas du Dniepr et du Don, fig. 2c, d, le centre desÉtats-Unis (cas de l’Ohio décrit in Westaway, 2007, de larivière Platte et dans une moindre mesure du Colorado :cf. fig. 7a, fig. 8e, f), le système du Parana-Paraguay enAmérique du Sud (e.g., Bibus, 1983 ; Stevaux, 1994), ouencore celui de l’Euphrate en Syrie et au Sud-Est de laTurquie (Demir et al., 2007a, 2008). La seule différencedans ce dernier cas réside dans le fait que la croûte a étéconsolidée plus tardivement, à la fin du Protérozoïque(«orogène panafricaine»).

Le point commun entre tous ces exemples tient dans laprésence d’une couche de roches mafiques à la base de lacroûte, qui limite l’épaisseur de la couche mobile sus-jacente et affecte ainsi la morphologie des systèmes deterrasses fluviatiles (l’épaisseur de la couche mobile estla distance verticale entre la profondeur à une tempéra-ture d’environ 350 °C et la base de la couche mobile, voirsupra ; donc, si la partie basale de la croûte est mafiquel’épaisseur de la couche mobile est limitée). Cette

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couche a été mise en évidence à la fois par des études degravité (présence d’un secteur de haute densité), desprofils sismiques (vélocité sismique assez élevée, supé-rieure à 7 km s-1), ou encore par la présence de xénolithesmafiques dans les roches volcaniques. Elle a ainsi étéidentifiée sous l’Europe orientale (e.g., Ilchenko, 1996),le centre des États-Unis (e.g., Durrheim & Mooney,1991, 1994), le plateau du Colorado (e.g., Karlstrom etal., 2002), le bassin du Parana/Paraguay (Assumpção etal., 2002), et la plate-forme arabique en Syrie et Turquie(e.g., Ateş et al., 1999 ; al-Mishwat & Nasir, 2004).

La modélisation du soulèvement a été utilisée pourestimer l’épaisseur de la couche mobile située à la basede la croûte ; cette estimation peut être comparée avecdes études relatives aux flux de chaleur, à l’épaisseur dela croûte, et à l’épaisseur du sous-placage magmatique(voir par exemple, Westaway et al., 2006a ; Bridgland &Westaway 2007a, b ; Demir et al., 2007a ; Westaway,2008 ; Westaway et al., ce volume). Dans les régions oùl’épaisseur de la croûte et les flux de chaleur en surfaceont des valeurs moyennes (respectivement ~30 km et(�60 mW m-2), sans sous-placage magmatique, lacouche mobile basale est généralement épaisse de plusde 10 km. Ces régions (sauf si elles correspondent à desdépocentres subsidents) ont des systèmes de terrassestémoignant d’un soulèvement continu s’effectuant à desvitesses variables. Dans le Nord-Est de la France et leSud-Ouest de l’Allemagne, le flux de chaleur est supé-rieur à la moyenne (plus de 80 mW m-2) mais du sous-placage magmatique épais d’environ 8 km est présente(Westaway et al., ce volume). Le soulèvement a égale-ment été continu dans cette région, mais chaque phase dechangement climatique (les phases commençant à~3,1 Ma, ~2,0 Ma, et ~0,9 Ma, voir Westaway et al., cevolume) a généré un soulèvement plus prononcé que s’iln’y avait pas eu de couche mafique en profondeur. Demême dans le Rhin moyen (fig. 1) la faible épaisseur dela couche mobile (liée au sous-placage magmatique) apermis de générer une évolution importante du relief aucours du Pléistocène (Westaway, 2001).

Le système de terrasses de la Platte dans la région deDenver (fig. 8a) indique également un soulèvementcontinu, bien que les propriétés de la croûte soient diffé-rentes : la couche mobile est ici épaisse d’environ 10 km,en dépit de la présence d’une couche mafique basale de20 km d’épaisseur (Bridgland & Westaway, 2007a). Pourle Dniestr enfin (fig. 2b), la présence d’une couchemobile épaisse de 9 km a permis la formation d’unsystème de terrasse témoignant d’un soulèvementprogressif depuis le Miocène, contrairement à ce qui estobservé plus à l’Est (Bridgland & Westaway, 2007a,fig. 2, cf infra).

La modélisation réalisée par les mêmes auteursindique que la couche mobile sous le fleuve Colorado(fig. 7a) n’excède pas 6,5-7 km d’épaisseur. Cette faiblevaleur est associée à une subsidence mineure à la fin duPliocène, venant interrompre le soulèvement. Les alter-nances soulèvement-subsidence sont encore plusprononcées dans le cas des fleuves se déversant dans laMer Noire orientale (fig. 2c, d), cette évolution étant

rapportée à la présence d’une couche mobile épaisseseulement d’environ 5 km (Bridgland & Westaway,2007b). Les observations réalisées pour la rivière Platte(fig. 8) peuvent de même être corrélées à un amincisse-ment progressif de la couche mobile vers l’Est. Paranalogie avec les exemples évoqués précédemment,l’épaisseur de cette couche (qui atteint 10 km à Denver,cf supra) peut ainsi être estimée à 5 km au niveau deslocalités décrites dans la figure 8d-8e. Les valeurs sontencore inférieures vers l’Est (localités décrites dans lesfigures 8f & g), à l’approche du noyau archéen du conti-nent nord-américain.

5.2 - LES MODALITÉS DE L’INFLUENCE CLIMA-TIQUE

Outre cette influence des propriétés crustales, lesnouvelles données collectées dans le cadre duprogramme IGCP 449 permettent de mieux appréhenderle rôle des fluctuations climatiques dans la formation desterrasses alluviales. Les terrasses pouvant être attribuéesà des séismes peuvent seulement être observées auniveau des contacts entre plaques lorsque les failles ontun rythme de coulissage élevé (e.g., Leland et al., 1998).La faible influence des mouvements de failles dans lesvariations locales du soulèvement généré par les fluxdans la croûte inférieure a par ailleurs été discuté récem-ment (Westaway, 2006b). L’on dispose ainsi d’exemplesoù le rejeu de failles intra-plaques actives s’ajoute à unsoulèvement régional, mais cela ne conduit qu’à la défor-mation de terrasses plutôt qu’à la création de nouvellesterrasses (e.g., Krzyszkowski et al., 2000 ; Westaway etal., 2006a).

Même sans forçage climatique ou soulèvement spora-dique, un changement de tracé par avulsion, recoupe-ment de méandre ou capture peut également résulter dansla formation de terrasses dans des secteurs en surrection.Ainsi, la formation des terrasses faiblement étagées desrivières Pravara et Kukadi (plateau du Dekkan, Inde, fig.3a, b), peut être rapportée à de tels changements de tracéplutôt qu’à une succession de phases de creusement etd’aggradation (cf. Westaway et al., 2003). Il est cepen-dant évident que la migration des chenaux (liée auforçage climatique) est indispensable à la préservationdes terrasses alluviales, l’encaissement d’un cours d’eausur place (par exemple là où la roche est très résistante)aboutissant à la création d’une vallée étroite en gorge,peu propice à la préservation des alluvions fluviatiles(cas des gorges du Rhin moyen, fig.1b). Les terrassesformées suite à la modification du tracé des cours d’eaurestent néanmoins localisées en des secteurs limités dubassin-versant, à l’inverse des systèmes de terrassesdécrits dans cet article.

Les preuves d’un forçage climatique sur la genèse desterrasses découlent d’observations empiriques dans lesséquences alluviales (fossiles ayant une significationpaléoclimatique, paléosols, travertins). Ces données ontsouvent permis d’établir le caractère cyclique de laformation des terrasses, à l’instar des séquencesglaciaire-interglaciaire-glaciaire dans la Tamise infé-

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rieure (cf supra, fig. 4) et de la présence de sédimentsinterglaciaires couvrant les terrasses de la Somme(fig. 5). Elles ont plus récemment été étayées par lesdatations absolues : datations OSL (Jain et al., 2004 ;Briant et al., 2006 ; Cordier et al., 2006), datations RPE(e.g., Antoine et al., 2003, 2007 ; Antoine & Limondin-Lozouet, 2004), datations radiométriques lorsque desdépôts volcaniques s’intercalent entre les formationsalluviales (e.g., Pastre, 2004 ; Westaway et al., 2006b ;Seyrek et al., 2008).

L’idée d’une origine climatique des terrasses est d’ail-leurs établie depuis plusieurs décennies (Zeuner, 1945 ;Bourdier, 1968), même si des reconstitutions desséquences terrestres reposaient sur un modèle climato-stratigraphique simpliste, intégrant seulement deuxterrasses post-elstériennes (cf. Gibbard, 1994). La recon-naissance des neuf cycles longs de Milankovitch suivantla révolution du Pléistocène moyen a facilité la corréla-tion des séquences alluviales avec les fluctuations clima-tiques, aboutissant par là-même à montrer l’importancedu contrôle climatique. Une fois ce constat établi, d’au-tres questions plus précises se sont posées (place de laphase d’incision dans le cycle climatique, différences deréponses d’un cours d’eau à l’autre, influence relativedes variations pluviométriques et thermiques). Il a égale-ment été noté qu’en moyenne les cours d’eau formaientune terrasse au cours de chaque cycle climatique de100 ka, et ce même si certains cours d’eau présententmoins de terrasses (cas de la Svratka) ou davantage (casde la Solent, de la Somme, de l’Yonne et de la Meuse).Les cours d’eau où des terrasses « supplémentaires» ontété identifiées se localisant tous à proximité de l’Océanatlantique, cette proximité paraît en mesure de générerune réponse plus rapide des cours d’eau aux fluctuationsclimatiques.

5.3 - LES CONTRASTES ENTRE LES DIFFÉRENTESZONES CLIMATIQUES

A la suite des travaux de Büdel (1977, 1982), l’idées’est développée que l’absence de terrasses dans lesbasses latitudes (par exemple dans les bassins du Congoou de l’Amazone), pouvait s’expliquer par l’absence defluctuations climatiques glaciaires/interglaciaires. Or, lesétudes récentes montrent que des terrasses existent biendans les régions tropicales, et notamment en Amériquedu Sud (cf supra) ; aussi La Tana, au Kenya (Veldkamp etal., 2007). L’absence de terrasses bien préservées dansles bassins du Congo ou de l’Amazone doit ainsi êtreinterprétée en raison non du climat mais des propriétésde la croûte, stable dans ces régions de croûte cratoniquearchéenne. Il importe cependant dans l’étude de l’in-fluence climatique de distinguer les deux paramètresmajeurs que sont les températures et les précipitations.

L’influence des températures peut paraître a priorimoins importante que celle des précipitations, cesdernières influençant directement les débits et donc ladynamique fluviale. Pourtant les températures jouent unrôle essentiel dans la mesure où elles influencent d’une

part le couvert végétal (et donc l’érosion des versants etl’apport en sédiments), et d’autre part la formation dupergélisol. Le rôle des températures apparaît de faitprépondérant non seulement dans les régions froides,mais également dans les régions tempérées y comprisméditerranéennes (e.g., Macklin et al., 2002 ; Martrat etal., 2004) ; les terrasses du Kébir (Syrie), formées lors despériodes froides (cf supra), indiquent de fait que lestempératures restent le facteur climatique prédominantdans la formation des terrasses. L’influence des tempéra-tures ne s’affaiblit en fait que dans les basses latitudes, oùprédominent les variations pluviométriques (soumisesaux cycles de Milankovitch). L’influence de ces cycleshumides/arides est reconnue dans les bassins de l’Ama-zone (e.g., Latrubesse et al., 1997) et du Niger (e.g.,Dubois et al., 1984; Ousseini & Morel, 1989), ainsi qu’enAustralie (e.g., Nanson et al., 1992, 1998). Certainssystèmes dans les régions tempérées pourraient égale-ment être influencés par des fluctuations pluviométriques(conditionnant la charge solide et le couvert végétal). Cetype de forçage a notamment été évoqué pour la Méditer-ranée orientale, où il serait corrélé avec les fluctuations durégime de la mousson dans l’océan indien (e.g., Rossi-gnol-Strick, 1985, 1999 ; Kroon et al., 1998).

6 - CONCLUSION

Les données collectées dans le cadre des projets IGCPconfirment que la formation de terrasses alluvialesétagées résulte dans le monde entier des effets combinésdu soulèvement des surfaces continentales et des cyclesclimatiques. La morphologie des terrasses varie, davan-tage en raison de leur localisation dans telle ou telleprovince crustale que de la zonation climatique, et cebien que les facteurs climatiques aient un rôle important(notamment par le biais du couvert végétal ou de l’inten-sité des phénomènes d’érosion, influençant la stabilitédes versants et donc la fourniture en sédiments). L’idéeque les terrasses ne se sont pas formées en zone intertro-picale est fausse, des terrasses existant dans les régionsintertropicales de croûte relativement récente. Une diffé-rence importante entre les systèmes fluviaux est lenombre de terrasses par cycle climatique : si en moyenneon compte une terrasse par cycle de 100 ka, certainscours d’eau en recensent moins (ce qui implique queseules les fluctuations majeures ont été enregistrées),d’autre davantage (ce qui implique soit que des terrassesse sont formées lors des sous-stades isotopiques, soit quel’incision a pu intervenir à la fois en début de périodeglaciaire et en début de période interglaciaire). L’in-fluence des variations thermiques apparaît de faitprépondérante, le rôle des précipitations restant encore àdémontrer.

L’idée, présentée dans cet article, que la rhéologie crus-tale héritée des temps géologiques anciens pouvaitaffecter les déplacements actuels, a déjà été évoquée.Pour autant la plupart des travaux mettaient en évidenceun lien entre soulèvement et mouvements des plaques enconvergence. Les déplacements verticaux peuvent en

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réalité être expliqués par des processus de surfacessoumis à l’interaction entre le forçage climatique et lesflux induits dans la croûte inférieure. Les nombreuxexemples décrits dans cet article montrent ainsi que dessystèmes de terrasses étagés se sont mis en place dansdes régions en surrection non affectées par les déplace-ments des plaques, ou situées, à l’instar du Colorado etdu Rio Grande, à proximité de régions affectées par desmouvements distensifs.

REMERCIEMENTS

Cet article est une contribution au projet IGCP 518“Fluvial sequences as evidence for landscape andclimatic evolution in the Late Cenozoic” et aux activitésdu “FLAG” (Fluvial Archives Group). Il s’appuie sur lesnombreuses contributions faites au précédent projetIGCP 449, dont les auteurs sont remerciés.

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