National audienceBilan des mesures de soulèvement grâce aux terrasses marine

Pedoja, K.

Regard, V.

Saillard, M.

Pedoja, Kevin

Saillard, Marianne

HAL - Normandie Université

Les terrasses marines, marqueurs de l'interaction entre soulèvement et oscillation du niveau de la mer

HAL-IRD

HAL-INSU

Les terrasses marines, marqueurs de l’interaction entresoule`vement et oscillation du niveau de la merV. Regard, K. Pedoja, M. SaillardTo cite this version:V. Regard, K. Pedoja, M. Saillard. Les terrasses marines, marqueurs de l’interaction entresoule`vement et oscillation du niveau de la mer. Ge´ochronique, Bureau de recherches ge´ologiqueset minie`res, 2012, 124, pp.35-37. <hal-00995660>HAL Id: hal-00995660https://hal.archives-ouvertes.fr/hal-00995660Submitted on 23 May 2014HAL is a multi-disciplinary open accessarchive for the deposit and dissemination of sci-entific research documents, whether they are pub-lished or not. The documents may come fromteaching and research institutions in France orabroad, or from public or private research centers.L’archive ouverte pluridisciplinaire HAL, estdestine´e au de´poˆt et a` la diffusion de documentsscientifiques de niveau recherche, publie´s ou non,e´manant des e´tablissements d’enseignement et derecherche franc¸ais ou e´trangers, des laboratoirespublics ou prive´s.Les terrasses marines, marqueurs de l’interaction entre soulèvement et oscillation du niveau de la mer Vincent Regard1 & Kevin Pedoja2 & Marianne Saillard3  1. Géosciences Environnement Toulouse, OMP, UPS, CNRS, IRD 2. M2C, Université de Caen, CNRS 3. Géoazur, Université Nice Sophia-Antipolis, CNRS, Observatoire de la Côte d’Azur,  Villefranche-sur-Mer   Définition. Là où terre et océan se rencontrent, la mer laisse de nombreuses traces, concentrées près de sa surface (appelée par fois niveau « zéro »). L’océan peut soit éroder la côte ou bien permettre le dépôt de sédiments : on parlera alors respectivement de formes d’abrasion ou de formes dépôt.  Le niveau moyen de la mer va avoir tendance à former des morphologies plus ou moins horizontales (plate-formes). Par ailleurs, si la côte considérée se soulève (tectonique, rebond glaciaire), ces morphologies vont être fossilisées en position émergée : on parle alors de terrasse marine. Les formes côtières d’érosion sont essentiellement représentées par les plateformes d’abrasion présentes en avant des falaises côtières (cf. la côte de craie de Haute-Normandie). Ces morphologies d’érosion sont formées par une conjonction de facteurs incluant les vagues, les marées et l’altération chimique ou biologique. Les morphologies de dépôt sont variées : les dépôts de plage qui sont des accumulations hétérogènes de galets, sables et coquilles, ou encore les récifs coralliens. Depuis le Pliocène, le niveau de la mer a fluctué au rythme des variations climatiques. En période glaciaire, froide, une partie de l’eau de mer est transférée dans les calottes glaciaires et le niveau de la mer est plus bas qu’en période interglaciaire, chaude. Ces alternances glaciaire/interglaciaire se sont amplifiées il y a environ 800 000 ans (limite Pléistocène inférieur/ Pléistocène moyen), pour atteindre une cyclicité d’environ 100 000 ans et une amplitude d’environ 120 m. Il est remarquable que le niveau de la mer en période interglaciaire a atteint toujours à peu près le même niveau, équivalent au niveau actuel (à ± 10m, Siddall et al., 2006, cf. Figure 2b).    Figure 1. Morphologie des terrasses marines et rasa. A. schéma. B. image satellite en relief de la zone de Chala au Pérou. C. Vue de terrasses d’abrasion à San Juan de Marcona (Pérou) ; les altitudes des terrasses sont indiquées.  Soulèvement. L’interaction entre soulèvement et oscillation du niveau de la mer conduit à la conservation de séquences de morphologies côtières de côtes (terrasses par exemple) correspondant chacune à un haut niveau marin interglaciaire (Lajoie et al., 1991). Ainsi, lorsqu’on « monte » dans une séquence, on retrouve l’enregistrement de plus en plus ancien, chaque « marche » dans la séquence étant séparée de la précédente par environ 100 000 ans (durée d’un cycle glaciaire). Chaque terrasse est alors facilement datée et son altitude donne le soulèvement total depuis l’époque de sa formation (on peut en dériver son taux de soulèvement, Figures 1 et 2). Comme souvent, l’exposé précédent est un peu schématique et les chercheurs doivent tenir compte d’un certain nombre de subtilités. Les morphologies côtières marines n’enregistrent pas exactement le niveau « zéro », certaines pouvant se former au dessus du niveau de la mer comme les plages, d’autres en dessous comme les récifs. De plus, les niveaux marins interglaciaires ne sont pas exactement équivalents à l’actuel, certains étant plus élevés, d’autres plus bas. Certaines périodes interglaciaires peuvent de plus se décliner en plusieurs niveaux hauts de la mer. Enfin, les variations quaternaires du niveau de la mer ne sont pas les mêmes où que l’on se trouve sur le globe : il existe dans la littérature un certain nombre de courbes différentes pour l’historique du niveau de la mer. Néanmoins, nous savons faire les corrections afin de calculer le plus finement possible les taux de soulèvement. On utilise la formule U=(dz-e)/dt, où U est la vitesse de soulèvement, dt est l’âge de l’interglaciaire considéré, e le niveau de la mer correspondant, et dz  est la différence d’altitude entre un point de la terrasse et son équivalent morphologique actuel (souvent on prend le pied de falaise actuel et le pied de falaise ancien, cf. Figure 2). Dès lors, il est possible d’utiliser les terrasses pour faire des cartes de soulèvement (Pedoja et al., 2011), pour calculer la vitesse des failles qui décalent des terrasses (Saillard et al., 2011), ou encore pour calculer des vitesses de plissement (Grant et al., 1999).   Datations. Nous avons vu que la morphologie de la séquence des terrasses permet à elle seule de donner des contraintes temporelles qui se révèlent souvent fiables, c’est ce qu’on appelle la chronostratigraphie. Des datations de calage sont souvent bienvenues à cause de la multiplicité des niveaux hauts ou encore de la possibilité qu’une terrasse manque, ce qui arrive lorsqu’elle a été érodée entièrement lors de la mise en place de la terrasse qui lui est immédiatement postérieure (et donc inférieure en altitude). Les datations habituelles sont les datations U-Th, ESR (electron spin resonance), racémisation des acides aminés (A/I) sur les coquilles des terrasses construites, l’OSL sur les dépôts de plages ou encore les isotopes cosmogéniques (par. ex. le 10Be) sur les surfaces d’abrasion. Toutes ces méthodes sont limitées ou ont une précision qui décroît fortement au delà  de 500 000 ans. Si on ajoute à cela le fait que les terrasses sont altérées par les agents météoriques, que leur signal se dégrade et tend à devenir « illisible » (Anderson et al., 1999), leur utilisation se limite du Pléistocène moyen à l’Holocène. Il y a néanmoins quelques exceptions puisque de vieilles terrasses (1-2 Ma) ont été datées (Alvarez-Marron et al., 2008) et qu’il est possible aussi de trouver des terrasses fossiles plus anciennes (Johnson et al., 1996; Rousse et al., 2012). L’utilisation des terrasses fossiles comme marqueurs d’une tectonique ancienne est alors possible même si se posera le problème de la datation des terrasses les unes par rapport aux autres.   Elargissement à d’autres morphologies. La description des terrasses ci-dessus peut être élargie à toute forme marine/lacustre émergée. Un exemple assez significatif est le concept de rasa. Une rasa est une séquence de morphologies en érosion polygénique, dans le sens où plusieurs interglaciaires sont responsable de sa formation. Les terrasses y sont mal aplanies et les falaises les séparant peu discernables. Il en résulte une surface rugueuse qui descend en pente douce vers la mer (Figure 1). Au nord du Chili il est net que cette surface a été modelée au cours de plusieurs interglaciaires successifs (Paskoff, 1970). Alors qu’auparavant, le soulèvement n’avait été observé que ponctuellement, là où il existe des terrasses marines, nous avons pu mettre en évidence grâce à la rasa que le soulèvement est généralisé jusque vers Nazca au centre-sud du Pérou (Regard et al., 2010).  Les terrasses marines sont un marqueur assez fin d’une surface horizontale à un moment donné. Ce sont des objets de choix que les tectoniciens n’ont pas fini d’utiliser : on en trouverait même sur Mars (Kraal et al., 2006) !   Références Alvarez-Marron J, Hetzel R, Niedennann S, Menendez R, Marquinez J. 2008. Origin, structure and exposure history of a wave-cut platform more than 1 Ma in age at the coast of northern Spain: A multiple cosmogenic nuclide approach. Geomorphology 93 : 316–334. Anderson RS, Densmore AL, Ellis MA. 1999. The generation and degradation of marine terraces. Basin Research 11 : 7–19. Bintanja R, van de Wal RSW. 2008. North American ice-sheet dynamics and the onset of 100,000-year glacial   cycles. Nature 454 : 869–872. DOI: 10.1038/nature07158 Grant LB, Mueller KJ, Gath EM, Cheng H, Edwards RL, Munro R, Kennedy GL. 1999. Late Quaternary uplift and earthquake potential of the San Joaquin Hills, southern Los Angeles basin, California. Geology 27 : 1031–1034. DOI: 10.1130/0091-7613(1999)027<1031:LQUAEP>2.3.CO;2 Johnson ME, Ledesma-Vázquez J, Clark HC, Zwiebel JA. 1996. Coastal evolution of Late Cretaceous and Pleistocene rocky shores: Pacific rim of northern Baja California, Mexico. Geological Society of America Bulletin 108 : 708–721. DOI: 10.1130/0016-7606(1996)108<0708:CEOLCA>2.3.CO;2 Kraal ER, Asphaug E, Moore JM, Lorenz RD. 2006. Quantitative geomorphic modeling of Martian bedrock shorelines. Journal of Geophysical Research 111 : E03001. DOI: 10.1029/2005JE002567 Lajoie KR, Ponti DJ, Powell II CL, Mathieson SA, Sarna-Wojcicki AM. 1991. Emergent marine strandlines and associated sediments, coastal California; a record of Quaternary sea-level fluctuations, vertical tectonic movements, climatic changes, and coastal processes. In Quaternary nonglacial geology: Conterminous U.S. ,. Geological Society of America: Boulder, Colorado; 190–203. Paskoff R. 1970. Recherches géomorphologiques dans le Chili semi-aride . Biscaye Freres: Bordeaux Pedoja K et al. 2011. Relative sea-level fall since the last interglacial stage: Are coasts uplifting worldwide? Earth-Science Reviews 108 : 1–15. DOI: 16/j.earscirev.2011.05.002 Regard V, Saillard M, Martinod J, Audin L, Carretier S, Pedoja K, Riquelme R, Paredes P, Hérail G. 2010. Renewed uplift of the Central Andes Forearc revealed by coastal evolution during the Quaternary. Earth and Planetary Science Letters 297 : 199–210. DOI: 10.1016/j.epsl.2010.06.020 Rousse S, Duringer P, Stapf KRG. 2012. An exceptional rocky shore preserved during Oligocene (Late Rupelian)   transgression in the Upper Rhine Graben (Mainz Basin, Germany). Geological Journal 47 : 388–408. DOI: 10.1002/gj.1349 Saillard M. 2008. Dynamique du soulèvement côtier Pléistocène des Andes centrales ฀: Etude de l’évolution géomorphologique et datations (10Be) de séquences de terrasses marines (Sud Pérou – Nord Chili), Université de Toulouse Saillard M, Hall SR, Audin L, Farber DL, 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. DOI: 10.1016/j.geomorph.2011.01.004 Siddall M, Chappell J, Potter E-K. 2006. Eustatic Sea Level During Past Interglacials. In The climate of past interglacials ,. Elsevier: Amsterdam; 75–92.   

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Les terrasses marines, marqueurs de l’interaction entre
soule`vement et oscillation du niveau de la mer
V. Regard, K. Pedoja, M. Saillard
To cite this version:
V. Regard, K. Pedoja, M. Saillard. Les terrasses marines, marqueurs de l’interaction entre
soule`vement et oscillation du niveau de la mer. Ge´ochronique, Bureau de recherches ge´ologiques
et minie`res, 2012, 124, pp.35-37. <hal-00995660>
HAL Id: hal-00995660
https://hal.archives-ouvertes.fr/hal-00995660
Submitted on 23 May 2014
HAL is a multi-disciplinary open access
archive for the deposit and dissemination of sci-
entific research documents, whether they are pub-
lished or not. The documents may come from
teaching and research institutions in France or
abroad, or from public or private research centers.
L’archive ouverte pluridisciplinaire HAL, est
destine´e au de´poˆt et a` la diffusion de documents
scientifiques de niveau recherche, publie´s ou non,
e´manant des e´tablissements d’enseignement et de
recherche franc¸ais ou e´trangers, des laboratoires
publics ou prive´s.
Les terrasses marines, marqueurs de l’interaction entre soulèvement et oscillation du niveau de la mer 
Vincent Regard
1
 & Kevin Pedoja
2 
& Marianne Saillard
3
 
 
1. Géosciences Environnement Toulouse, OMP, UPS, CNRS, IRD 
2. M2C, Université de Caen, CNRS 
3. Géoazur, Université Nice Sophia-Antipolis, CNRS, Observatoire de la Côte d’Azur,  
Villefranche-sur-Mer 
 
 
Définition. Là où terre et océan se rencontrent, la mer laisse de nombreuses traces, concentrées près 
de sa surface (appelée par fois niveau « zéro »). L’océan peut soit éroder la côte ou bien permettre le dépôt 
de sédiments : on parlera alors respectivement de formes d’abrasion ou de formes dépôt.  Le niveau moyen 
de la mer va avoir tendance à former des morphologies plus ou moins horizontales (plate-formes). Par 
ailleurs, si la côte considérée se soulève (tectonique, rebond glaciaire), ces morphologies vont être 
fossilisées en position émergée : on parle alors de terrasse marine. 
Les formes côtières d’érosion sont essentiellement représentées par les plateformes d’abrasion 
présentes en avant des falaises côtières (cf. la côte de craie de Haute-Normandie). Ces morphologies 
d’érosion sont formées par une conjonction de facteurs incluant les vagues, les marées et l’altération 
chimique ou biologique. Les morphologies de dépôt sont variées : les dépôts de plage qui sont des 
accumulations hétérogènes de galets, sables et coquilles, ou encore les récifs coralliens. 
Depuis le Pliocène, le niveau de la mer a fluctué au rythme des variations climatiques. En période 
glaciaire, froide, une partie de l’eau de mer est transférée dans les calottes glaciaires et le niveau de la mer 
est plus bas qu’en période interglaciaire, chaude. Ces alternances glaciaire/interglaciaire se sont amplifiées 
il y a environ 800 000 ans (limite Pléistocène inférieur/ Pléistocène moyen), pour atteindre une cyclicité 
d’environ 100 000 ans et une amplitude d’environ 120 m. Il est remarquable que le niveau de la mer en 
période interglaciaire a atteint toujours à peu près le même niveau, équivalent au niveau actuel (à ± 10m, 
Siddall et al., 2006, cf. Figure 2b).  
 
 
Figure 1. Morphologie des terrasses marines et rasa. A. schéma. B. image satellite en relief de la zone de 
Chala au Pérou. C. Vue de terrasses d’abrasion à San Juan de Marcona (Pérou) ; les altitudes des terrasses 
sont indiquées. 
 
Soulèvement. L’interaction entre soulèvement et oscillation du niveau de la mer conduit à la 
conservation de séquences de morphologies côtières de côtes (terrasses par exemple) correspondant 
chacune à un haut niveau marin interglaciaire (Lajoie et al., 1991). Ainsi, lorsqu’on « monte » dans une 
séquence, on retrouve l’enregistrement de plus en plus ancien, chaque « marche » dans la séquence étant 
séparée de la précédente par environ 100 000 ans (durée d’un cycle glaciaire). Chaque terrasse est alors 
facilement datée et son altitude donne le soulèvement total depuis l’époque de sa formation (on peut en 
dériver son taux de soulèvement, Figures 1 et 2). 
Comme souvent, l’exposé précédent est un peu schématique et les chercheurs doivent tenir compte 
d’un certain nombre de subtilités. Les morphologies côtières marines n’enregistrent pas exactement le 
niveau « zéro », certaines pouvant se former au dessus du niveau de la mer comme les plages, d’autres en 
dessous comme les récifs. De plus, les niveaux marins interglaciaires ne sont pas exactement équivalents à 
l’actuel, certains étant plus élevés, d’autres plus bas. Certaines périodes interglaciaires peuvent de plus se 
décliner en plusieurs niveaux hauts de la mer. Enfin, les variations quaternaires du niveau de la mer ne sont 
pas les mêmes où que l’on se trouve sur le globe : il existe dans la littérature un certain nombre de courbes 
différentes pour l’historique du niveau de la mer. 
Néanmoins, nous savons faire les corrections afin de calculer le plus finement possible les taux de 
soulèvement. On utilise la formule U=(dz-e)/dt, où U est la vitesse de soulèvement, dt est l’âge de 
l’interglaciaire considéré, e le niveau de la mer correspondant, et dz  est la différence d’altitude entre un 
point de la terrasse et son équivalent morphologique actuel (souvent on prend le pied de falaise actuel et le 
pied de falaise ancien, cf. Figure 2). Dès lors, il est possible d’utiliser les terrasses pour faire des cartes de 
soulèvement (Pedoja et al., 2011), pour calculer la vitesse des failles qui décalent des terrasses (Saillard et 
al., 2011), ou encore pour calculer des vitesses de plissement (Grant et al., 1999). 
 
 
Datations. Nous avons vu que la morphologie de la séquence des terrasses permet à elle seule de 
donner des contraintes temporelles qui se révèlent souvent fiables, c’est ce qu’on appelle la 
chronostratigraphie. Des datations de calage sont souvent bienvenues à cause de la multiplicité des niveaux 
hauts ou encore de la possibilité qu’une terrasse manque, ce qui arrive lorsqu’elle a été érodée entièrement 
lors de la mise en place de la terrasse qui lui est immédiatement postérieure (et donc inférieure en 
altitude). Les datations habituelles sont les datations U-Th, ESR (electron spin resonance), racémisation des 
acides aminés (A/I) sur les coquilles des terrasses construites, l’OSL sur les dépôts de plages ou encore les 
isotopes cosmogéniques (par. ex. le 
10
Be) sur les surfaces d’abrasion. Toutes ces méthodes sont limitées ou 
ont une précision qui décroît fortement au delà  de 500 000 ans. Si on ajoute à cela le fait que les terrasses 
sont altérées par les agents météoriques, que leur signal se dégrade et tend à devenir « illisible » (Anderson 
et al., 1999), leur utilisation se limite du Pléistocène moyen à l’Holocène. Il y a néanmoins quelques 
exceptions puisque de vieilles terrasses (1-2 Ma) ont été datées (Alvarez-Marron et al., 2008) et qu’il est 
possible aussi de trouver des terrasses fossiles plus anciennes (Johnson et al., 1996; Rousse et al., 2012). 
L’utilisation des terrasses fossiles comme marqueurs d’une tectonique ancienne est alors possible même si 
se posera le problème de la datation des terrasses les unes par rapport aux autres.   
Elargissement à d’autres morphologies. La description des terrasses ci-dessus peut être élargie à 
toute forme marine/lacustre émergée. Un exemple assez significatif est le concept de rasa. Une rasa est une 
séquence de morphologies en érosion polygénique, dans le sens où plusieurs interglaciaires sont 
responsable de sa formation. Les terrasses y sont mal aplanies et les falaises les séparant peu discernables. 
Il en résulte une surface rugueuse qui descend en pente douce vers la mer (Figure 1). Au nord du Chili il est 
net que cette surface a été modelée au cours de plusieurs interglaciaires successifs (Paskoff, 1970). Alors 
qu’auparavant, le soulèvement n’avait été observé que ponctuellement, là où il existe des terrasses marines, 
nous avons pu mettre en évidence grâce à la rasa que le soulèvement est généralisé jusque vers Nazca au 
centre-sud du Pérou (Regard et al., 2010).  
Les terrasses marines sont un marqueur assez fin d’une surface horizontale à un moment donné. Ce 
sont des objets de choix que les tectoniciens n’ont pas fini d’utiliser : on en trouverait même sur Mars (Kraal 
et al., 2006) ! 
  
Références 
Alvarez-Marron J, Hetzel R, Niedennann S, Menendez R, Marquinez J. 2008. Origin, structure and exposure 
history of a wave-cut platform more than 1 Ma in age at the coast of northern Spain: A multiple 
cosmogenic nuclide approach. Geomorphology 93 : 316–334. 
Anderson RS, Densmore AL, Ellis MA. 1999. The generation and degradation of marine terraces. Basin 
Research 11 : 7–19. 
Bintanja R, van de Wal RSW. 2008. North American ice-sheet dynamics and the onset of 100,000-year glacial   
cycles. Nature 454 : 869–872. DOI: 10.1038/nature07158 
Grant LB, Mueller KJ, Gath EM, Cheng H, Edwards RL, Munro R, Kennedy GL. 1999. Late Quaternary uplift 
and earthquake potential of the San Joaquin Hills, southern Los Angeles basin, California. Geology 27 
: 1031–1034. DOI: 10.1130/0091-7613(1999)027<1031:LQUAEP>2.3.CO;2 
Johnson ME, Ledesma-Vázquez J, Clark HC, Zwiebel JA. 1996. Coastal evolution of Late Cretaceous and 
Pleistocene rocky shores: Pacific rim of northern Baja California, Mexico. Geological Society of 
America Bulletin 108 : 708–721. DOI: 10.1130/0016-7606(1996)108<0708:CEOLCA>2.3.CO;2 
Kraal ER, Asphaug E, Moore JM, Lorenz RD. 2006. Quantitative geomorphic modeling of Martian bedrock 
shorelines. Journal of Geophysical Research 111 : E03001. DOI: 10.1029/2005JE002567 
Lajoie KR, Ponti DJ, Powell II CL, Mathieson SA, Sarna-Wojcicki AM. 1991. Emergent marine strandlines and 
associated sediments, coastal California; a record of Quaternary sea-level fluctuations, vertical 
tectonic movements, climatic changes, and coastal processes. In Quaternary nonglacial geology: 
Conterminous U.S. ,. Geological Society of America: Boulder, Colorado; 190–203. 
Paskoff R. 1970. Recherches géomorphologiques dans le Chili semi-aride . Biscaye Freres: Bordeaux 
Pedoja K et al. 2011. Relative sea-level fall since the last interglacial stage: Are coasts uplifting worldwide? 
Earth-Science Reviews 108 : 1–15. DOI: 16/j.earscirev.2011.05.002 
Regard V, Saillard M, Martinod J, Audin L, Carretier S, Pedoja K, Riquelme R, Paredes P, Hérail G. 2010. 
Renewed uplift of the Central Andes Forearc revealed by coastal evolution during the Quaternary. 
Earth and Planetary Science Letters 297 : 199–210. DOI: 10.1016/j.epsl.2010.06.020 
Rousse S, Duringer P, Stapf KRG. 2012. An exceptional rocky shore preserved during Oligocene (Late 
Rupelian)   transgression in the Upper Rhine Graben (Mainz Basin, Germany). Geological Journal 47 : 
388–408. DOI: 10.1002/gj.1349 
Saillard M. 2008. Dynamique du soulèvement côtier Pléistocène des Andes centrales ฀: Etude de l’évolution 
géomorphologique et datations (10Be) de séquences de terrasses marines (Sud Pérou – Nord Chili), 
Université de Toulouse 
Saillard M, Hall SR, Audin L, Farber DL, 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. DOI: 10.1016/j.geomorph.2011.01.004 
Siddall M, Chappell J, Potter E-K. 2006. Eustatic Sea Level During Past Interglacials. In The climate of past 
interglacials ,. Elsevier: Amsterdam; 75–92. 
 
 


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