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Commentaires relatifs aux « Réflexions sur l’apport de la géomorphologie à la mise en évidence des variations du niveau de la mer au cours de l’Holocène en Calabre méridionale », de Pierre Guérémy (2020), Géomorphologie : relief, processus, environnement, 26 (3), 185-194.

Comments on “Geomorphology and sea-level change during Holocene in South Calabria”, by Pierre Guérémy (2020), Géomorphologie : relief, processus, environnement, 26 (3), 185-194.
Bernard Dumas
p. 89-95

Résumés

Les courbes du niveau marin à l’Holocène récent présentent des oscillations d’amplitude centimétrique insuffisantes pour entraîner la formation de plateformes littorales et de rivages. Les rivages holocènes soulevés le long de la faille de Scilla sont d’origine cosismique et non eustatique. Des encoches ne peuvent pas être rapportées à des fluctuations eustatiques non fondées et sans tenir compte de taux de soulèvement inégaux en Calabre méridionale. Le modèle de transgression avec une phase d’abrasion suivie d’une phase de fossilisation d’une falaise n’est pas conforme à la réalité.

Holocène récent, niveau de la mer, terrasse cosismique, taux de soulèvement, encoche, transgression

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Notes de la rédaction

Manuscrit reçu le 10 décembre 2020, reçu sous forme révisée le 16 février 2021, définitivement accepté le 24 février 2021

Texte intégral

Pierre Guérémy est un ami. Il a été à l’initiative de nos recherches en Calabre avec René Lhénaff, Jeannine Raffy et moi-même. Je garde un souvenir enthousiaste de nos travaux communs. Mes nombreuses discussions avec P. Guérémy ces dernières années ont fait apparaître des conceptions contestables. Désormais publiées, celles-ci ne pouvaient pas rester sans réponse.

Par leur connaissance commune de la Calabre, J. Raffy et R. Lhénaff partagent cette réponse.

Je remercie François Carré qui a réalisé la version numérique des figures.

1L’article de Pierre Guérémy (désigné par PG dans les lignes qui suivent) appelle des commentaires sur quatre points majeurs : (i) l’existence d’oscillations eustatiques à l’Holocène qui soient de nature à engendrer des plateformes littorales, rivages et encoches ; (ii) des rivages et plateformes littorales d’origine eustatique et non cosismique ; (iii) des âges attribués à des encoches en fonction de leur altitude ; (iv) un modèle de transgression en deux phases : d’abord abrasion, puis fossilisation d’une falaise.

1. Des oscillations eustatiques d’amplitude insuffisante pour engendrer des rivages distincts

2Pour mettre en évidence des variations du niveau de la mer à l’Holocène PG s’appuie sur deux courbes eustatiques faisant apparaître des oscillations à l’Holocène. Le point de départ de son analyse est la courbe isotopique eustatique KL11 tirée des sédiments de la Mer Rouge (Siddall et al., 2003) en vue de prouver l’existence d’oscillations du niveau de la mer à l’Holocène. Par comparaison avec la version modifiée on voit que les barres d’erreur sont effacées mais PG précise bien que la marge d’erreur est ± 12 m ; par ailleurs des âges sont attribués aux pics transgressifs, précisions qui ne sont pas le fait des auteurs. La période sur laquelle porte la courbe est 70-20 ka mais les auteurs ont préalablement voulu vérifier la validité de leur méthode en l’appliquant à la période allant du Dryas récent à aujourd’hui car pour cette période ils disposaient de deux sources complémentaires de données pour construire la courbe : d’une part les résultats des mesures isotopiques de l’oxygène δ18O obtenus à partir d’un échantillonnage à haute résolution, d’autre part les indications données par des coraux datés issus de Tahiti, de la Barbade et de la Péninsule de Huon. La marge d’erreur étant de ± 12 m, les auteurs considèrent que les variations du niveau de la mer supérieures à 12 m figurant sur leur courbe sont réelles. Or aucune des fluctuations n’atteint cette valeur à l’exception d’une seule vers 6,5 ka qui atteindrait 13 m, mais elle est à rejeter en raison de l’incohérence avec les données fournies par les coraux de la Barbade dont l’échantillonnage est dense précisément pour cette période (fig. 1). D’ailleurs PG concède que l’« examen peut ne pas être concluant pour des variations d’amplitude faible ». Or les variations lisibles sur la courbe sont toutes au moins deux fois plus faibles que celle de 6,5 ka. Par ailleurs, pour la période s’étendant de 12,4 à 9,8 ka le niveau de la mer estimé d’après KL11 est de 12 à 19 m systématiquement plus bas que celui donné par les coraux, à l’exception d’un seul échantillon provenant de la Barbade. Or ceux-ci sont cohérents entre eux. La fiabilité des coraux datés au 14C l’emporte sur celle des valeurs isotopiques extraites des sédiments marins. Conclusion : on ne peut pas se reporter à la courbe KL11 pour acquérir des certitudes quant à l’existence d’éventuelles oscillations du niveau de la mer à l’Holocène, la marge d’erreur de 12 m interdisant de les considérer comme avérées.

Fig. 1 - Reconstitution du niveau de la mer depuis le début du Dryas récent, avec des marges d’erreur de ± 12 m (Siddall et al., 2003, simplifié).
Fig. 1 - Sea-level reconstruction since the start of the Younger Dryas, including errors ±12 m (Siddall et al., 2003, simplified).

Fig. 1 - Reconstitution du niveau de la mer depuis le début du Dryas récent, avec des marges d’erreur de ± 12 m (Siddall et al., 2003, simplifié).Fig. 1 - Sea-level reconstruction since the start of the Younger Dryas, including errors ±12 m (Siddall et al., 2003, simplified).

1. niveau de la mer, courbe KL11; 2. marge d’incertitude; 3. données provenant de récifs coralliens à Tahiti, La Barbade et en Nouvelle-Guinée.
1. sea level, KL11 curve; 2. error range; 3. datas coming from coral reefs in Tahiti, Barbados and New-Guinea.

3La deuxième courbe eustatique retenue par PG est celle de Kopp et al. (2016) pour la période allant de -400 à aujourd’hui. Elle fait apparaître (fig. 2) avec ses marges d’erreur des oscillations d’amplitudes incomparablement plus faibles que celles de la courbe de Siddall et al. (2003). Les hausses et les baisses se comptent en centimètres : montée de 7 cm de l’an 0 à l’an 700, quasi stabilité de 700 à l’an 1000, baisse de 8 cm de 1000 à 1400, remontée de 6 cm de 1400 à 1600, baisse de 6 cm de 1600 à 1800.

Fig. 2 - Niveau de la mer entre -400 BC et 2000 AD (Kopp et al., 2016, simplifié).
Fig. 2 - Global sea level from -400 BC to 2000 AD. Error range is in grey (Kopp et al., 2016, simplified).

Fig. 2 - Niveau de la mer entre -400 BC et 2000 AD (Kopp et al., 2016, simplifié).Fig. 2 - Global sea level from -400 BC to 2000 AD. Error range is in grey (Kopp et al., 2016, simplified).

En grisé, marges d’erreurs.
Error range in grey.

4La courbe de Lambeck et al. (2004) reproduite par PG montre une remontée régulière du niveau de la mer qui s’atténue progressivement jusqu’à se stabiliser vers 6 ka BP, sans fluctuation notable. Dix ans plus tard une nouvelle courbe est établie par Lambeck et al. (2014). Elle confirme l’absence d’oscillations à l’Holocène (fig. 3). Elle précise les modalités de la remontée holocène : après le Dryas récent une montée presque uniforme de 11,4 ka à l’événement climatique de 8,2 ka, une montée à une vitesse réduite de 8,2 à 6,7 ka, une décroissance progressive de la vitesse de remontée à partir de 6,7 ka et jusqu’à 2,5 ka, puis le niveau reste presque constant et égal à l’actuel jusqu’à ce que s’amorce une nouvelle montée il y a 100-150 ans liée à l’action anthropique.

5Ces courbes reflètent le niveau marin global et non le niveau relatif. En effet la Calabre étant située au-delà du «bourrelet périphérique», seul le réajustement hydro-isostatique lié au poids du remplissage du bassin océanique a eu un effet de léger affaissement côtier, donc de montée marine relative.

Fig. 3 - Modélisation du niveau général de la mer en fonction des volumes de glace (Lambeck et al. 2014, modifié).
Fig. 3 - Modelling sea-level with global ice volume function (Lambeck et al., 2014, modified).

Fig. 3 - Modélisation du niveau général de la mer en fonction des volumes de glace (Lambeck et al. 2014, modifié).Fig. 3 - Modelling sea-level with global ice volume function (Lambeck et al., 2014, modified).

A : Estimation par points. Encadré : agrandissement dans les derniers 9 000 ans ; B : Même estimation avec une marge de probabilité de 95 %.
A: Individual global sea-level estimate. The inset gives an expanded scale for the last 9,000 years; B: The same global sea-level estimate and its 95% probability limiting values.

2- Deux rivages d’origine cosismique et non dus à deux oscillations eustatiques le long de la faille de Scilla

6PG s’appuie sur l’étude de la faille de Scilla par Ferranti et al. (2008) pour affirmer l’existence de deux oscillations eustatiques holocènes ayant engendré à deux reprises une ligne de rivage plus élevée que l’actuelle, comme en témoigne une figure des auteurs reprise par PG et reproduite ici (fig. 4). Deux plateformes littorales y sont étagées. La plateforme supérieure se termine au fond d’une encoche à 2,40 m. La plateforme inférieure monte jusqu’à 0,8 m et dans son prolongement un bandeau de balanes accroché aux parois rocheuses se dispose jusqu’à 1,9 m. Les datations ont donné 4,8 à 3,5 ka pour le dépôt de plage superposé à la plateforme supérieure et 3,5 à 1,9 ka pour le niveau à balanes de la plateforme inférieure, sur la base de datations réparties sur quatre coupes disposées au long de la faille de Scilla. PG en conclut que deux oscillations holocènes ont engendré ce dispositif (Figure 12 de l’article de PG), la première qu’il place à 4,7-3,5 ka (UGMA), la seconde (UGMB) qu’il rapporte à l’optimum climatique romain.

7En outre et en rapport avec une régression eustatique placée entre les montées eustatiques ayant formé les deux plateformes littorales, PG considère que ce qui est décrit par Ferranti et al. (2008) comme “a surge channel“ est une ria, une « vallée incisée » de 1,50 m (!) dans la plateforme inférieure. Ce ne peut être une ria car on conçoit (fig. 4) que ce chenal au profil irrégulier soit creusé par les actions conjointes du jet de rive et de la nappe de retrait à la faveur d’inégalités de résistance du substrat rocheux. C’est une action d’érosion différentielle caractéristique du domaine littoral avec l’exploitation des fissures ou des diaclases en roches cohérentes.

Fig. 4 - Coupe schématique des affleurements holocènes sur la côte de Scilla-Palmi (Ferranti et al., 2008, modifié).
Fig. 4 - Sketched section of Holocene outcrops along the Scilla-Palmi coast (Ferranti et al., 2008, modified).

Fig. 4 - Coupe schématique des affleurements holocènes sur la côte de Scilla-Palmi (Ferranti et al., 2008, modifié).Fig. 4 - Sketched section of Holocene outcrops along the Scilla-Palmi coast (Ferranti et al., 2008, modified).

1. Substrat rocheux; 2. Surface d’abrasion; 3. Dépôt de plage; 4. Zone de balanes; 5. Trottoir algaire; 6. Chenal de déferlement.
1. Rocky substratum; 2. Abrasion platform; 3. Beach deposit; 4. Barnacle band; 5. Algal rim; 6. Surge channel.

8Toute différente est l’explication de Ferranti et al (2008) qui démontrent l’activité cosismique de la faille à partir de ses effets morphologiques. Un premier événement cosismique daté de 3,5 ka a soulevé ce qui constitue la plateforme supérieure et ses dépôts. Un deuxième séisme daté de 1,9 ka a déterminé la plateforme inférieure et un deuxième rivage. Les déformations cosismiques sont bien illustrées (fig. 5) par une projection le long du tracé de la faille de Scilla, sur 21 km de distance, des profils des deux plateformes littorales dues aux événements de 3,5 et 1,9 ka BP identifiés par leur rivage, ces profils étant tracés sur la base d’indicateurs paléo-littoraux répartis sur cinq sites. Ces résultats convaincants sont fondés sur des datations radiométriques nombreuses des dépôts marins de quatre sites et sur un modèle de fonctionnement de la faille en régime de distension incluant une analyse des paramètres géométriques et cinématiques. Ils sont en accord avec les estimations relatives au Détroit de Messine (Valensise et Pantosti, 1992). D’autres soulèvements cosismiques affectant la côte de la Sicile à Taormine, au SW du Détroit de Messine, ont été mis en évidence grâce à plusieurs encoches (Stewart et al., 1997 ; De Guidi et al., 2003). Il y est fait état de contributions cosismiques au soulèvement régional.

9Des soulèvements cosismiques holocènes ont été prouvés, mais d’après PG « par erreur » (p. 186), dans la Péninsule de Huon (Ota et al., 1993 ; Chappell et al., 1996) où ont été identifiées et datées plusieurs terrasses marines successives d’origine cosismique liées à un soulèvement saccadé.

Fig. 5 - Projection des deux rivages holocènes soulevés aux deux événements co-sismiques (Ferranti et al., ibid., simplifié).
Fig. 5 - Projection of both Late Holocene shorelines and infered coseismic events (Ferranti et al., ibid., simplified).

Fig. 5 - Projection des deux rivages holocènes soulevés aux deux événements co-sismiques (Ferranti et al., ibid., simplifié).Fig. 5 - Projection of both Late Holocene shorelines and infered coseismic events (Ferranti et al., ibid., simplified).

1. Dépôt de plage stérile ; 2. Dépôt de plage fossilifère ; 3. Bord interne de plate-forme ; 4. Bandeau de balanes ; 5. Trottoir algaire ; 6. Encoche ; 7. Rivage supérieur ; 8. Rivage inférieur.
1. Barren beach deposit; 2. Fossiliferous beach deposit; 3. Platform inner margin; 4. Barnacle band; 5. Algal rim; 6. Notch; 7. Upper shoreline; 8. Lower shoreline.

3. Un soulèvement inégal ne permet pas de rapporter des encoches, plateformes littorales et rivages à des pics eustatiques

10PG attribue un âge à des encoches non datées en les référant à des pics de la courbe KL11. Il attribue également à deux pics de cette courbe la formation des deux rivages et plateformes littorales datés à la faille de Scilla. Pour rapporter ainsi des marqueurs morphologiques du niveau de la mer situés à différentes altitudes à des pics eustatiques (non fiables, cf. supra) il faut s’assurer que le taux de soulèvement est égal. En fait le soulèvement de la Calabre est inégal. Ainsi la Péninsule du Capo Vaticano où se trouvent les encoches des Isole delle Formiche est plus soulevée au Sud qu’au Nord comme le montrent les terrasses marines bien conservées sur socle et qui sont basculées vers le NE. La terrasse de MIS 5.5 y est identifiée à 153 m à Paradisoni avec un taux de 0,41 aux acides aminés (Dumas et al., 1989) et l’âge de 128 ± 13 ka à la thermo-luminescence (Balescu et al., 1997). D’après Bianca et al. (2011) cette terrasse s’élève à 216 m près de Briatico, 175 m à Nicotera et 90 m dans le bassin de Gioia Tauro où se trouve à 50 m le site de Ianni daté de 62 ka et cité par PG. Celui-ci affirme que « le taux de soulèvement ne semble pas avoir beaucoup différé en Calabre méridionale entre la bordure du Détroit de Messine et la Péninsule du Capo Vaticano... » en se référant à deux sites, Acciarello situé à la sortie de Villa San Giovanni, et Ianni dans le bassin de Gioia Tauro. L’âge IRSL du premier (dune prélevée à 48 m) est 64 ± 8 ka, l’âge OSL du second (rivage à 50 m) est 62 ± 6 ka. A Acciarello (observations faites avec J. Raffy), un dépôt marin disparaît au-dessus de 46,4 m, masqué par un dépôt de pente récent. Il est probable qu’il monte jusque vers 50 m. Il est surmonté de colluvions descendues d’une falaise et altérées formant un horizon compacté et induré. Les colluvions sont fossilisées par la dune datée de 64 ka (fig. 6). Il existe donc un décalage chronologique entre la dune et le dépôt marin, celui-ci étant plus vieux que la dune de quelques 2-3 ka, ce qui conduit à attribuer ce dernier à MIS 4 (vers 66-67 ka) et non à MIS 3 comme le pense PG. Par contre le site de Ianni est attribué à MIS 3.3 par Bianca et al. (2011). Chappell (2002) date de 56,5 ka ce premier pic eustatique de MIS 3 dans la Péninsule de Huon. Les rivages d’Acciarello (66-67 ka) et Ianni (56,5 ka) ne relèvent donc pas de la même fluctuation eustatique et ne prouvent pas un soulèvement égal.

Fig. 6 - Epaisse colluvion altérée fossilisée par une dune le long d’une surface inclinée (marteau pour échelle).
Fig. 6 - Weathered thick colluvium buried by a sand dune along a tilted surface (hammer as scale).

Fig. 6 - Epaisse colluvion altérée fossilisée par une dune le long d’une surface inclinée (marteau pour échelle).Fig. 6 - Weathered thick colluvium buried by a sand dune along a tilted surface (hammer as scale).

11Dans la région qui s’étend sur 50 km au Sud de Villa San Giovanni où se sont concentrées nos recherches des dernières années (Raffy et Dumas) non publiées à ce jour, le taux de soulèvement moyen depuis MIS 5.5 (127 ka) varie d’un secteur à l’autre dans la fourchette 1,22 à 1,40 mm/an, c’est-à-dire à raison de 15%. En outre le taux de soulèvement peut varier dans le temps comme c’est le cas au Capo d’Armi où après le début de MIS 5.3 (105 ka) le taux de soulèvement a augmenté, passant de 1,37 mm/an calculé depuis le début de MIS 5.5, à 1,50 mm/an entre les débuts de MIS 5.3 et MIS 5.1 (83 ka) pour revenir au taux moyen de 1,37 mm/an depuis MIS 5.1. C’est précisément au Capo d’Armi que se situe une encoche à 8,12 m. Elle pourrait dater du moment où, le relèvement marin ralentissant vers 6,7 ka (Lambeck et al., 2014) et devenant égal au soulèvement local, le niveau marin sans mouvement relatif par rapport au continent s’inscrit par une encoche, avant que le soulèvement l’emporte et la soulève. Mais cela est pure hypothèse. Elle est plus vraisemblablement d’origine cosismique.

4. Déroulement d’une transgression avec abrasion, puis fossilisation d’une falaise : un modèle irréaliste

12La conception de PG du déroulement d’une transgression apparaît dans ses critiques portant sur les commentaires des coupes de Ferranti et al. (2008) (fig. 4, 7) : d’abord à faible profondeur d’eau s’élabore une plateforme d’abrasion qui fait reculer corrélativement une falaise jusqu’à un point situé à +1,8 m (fig. 7) ou +2,4 m (fig. 4), puis cesse l’abrasion avec l’augmentation de la profondeur d’eau, la falaise qui se dresse au-dessus du pied de falaise est alors ennoyée et devient une falaise plongeante que fossilisent les sédiments marins. Ainsi PG écrit à propos du rivage à 1,8 m sur la fig. 7 : « il s’agit de l’ancienne ligne de rivage qui avait été atteinte à la fin du processus d’abrasion marine et du recul corrélatif d’une falaise vive, avant son passage à l’état de falaise plongeante, puis fossile ». Ceci est inexact car les dépôts qui se trouvent au-dessus de 1,8 m dans un cas, 2,4 m dans l’autre cas, sont des dépôts de hauts de plage, c’est-à-dire de la partie de plage située au-dessus du zéro marin en eau calme (beach face). Le dépôt de plage est constitué par le déferlement des vagues de tempêtes qui entraînent les matériaux, en particulier en régime montant sous l’effet du jet de rive (swash) dont le trait de côte constitue la limite supérieure. Si on se reporte aux résultats des expériences de Sunamura (1992) c’est bien au niveau de la mer ou très légèrement au-dessus que se creusent les encoches sous l’effet du maximum de pression hydrodynamique. Chacun sait que les encoches, associées ou non à un trottoir algaire, sont des marqueurs très précis du niveau de la mer. Pour PG ce n’est pas « une ligne de rivage de haut niveau ». Le dépôt de plage est épais de 2,25 m sur la fig. 7 et son sommet constitue le trait de côte ou berme à 4,05 m scellé par un travertin. Le trait de côte donne la mesure de la hauteur de la plage. Les datations montrent que la plage s’est engraissée progressivement, en au moins 1 200 ans. Il s’agit d’une plage adossée à une falaise et non d’un dépôt marin témoin d’une montée transgressive qui s’est poursuivie plus haut en fossilisant la falaise, comme l’affirme PG. En effet cette conception d’une transgression, déjà antérieurement exposée (Guérémy, 2016), est mise en défaut si on la rapproche des résultats expérimentaux d’une plage adossée à une falaise exposée à un train de vagues déferlantes (Sunamura, 1982). Le recul de la falaise au point de jonction avec la surface de la plage est 1,8 fois plus important que s’il n’y avait pas de plage. Là se situe l’érosion maximale. En effet des tourbillons à axe horizontal sont provoqués par les arrivées de la lame du jet de rive au contact de la falaise. Ces tourbillons chargés de sable prennent naissance à la jonction entre l’accumulation des matériaux de plage et la falaise. Les grains de sable entraînés exercent une action abrasive de grattage de la falaise. Il a été calculé que cette érosion est proportionnelle au carré de la vitesse de la montée du jet de rive au contact de la falaise. En rapprochant ces résultats de la figure 7 on voit que le maximum d’érosion de la falaise se trouve précisément à 4,05 m, à la jonction entre le sommet de la plage et la paroi rocheuse puisqu’au-dessus la falaise est en surplomb, donc moins profondément érodée. Dans ces conditions il est exclu que l’accumulation sableuse ait pu monter plus haut et fossiliser au moins partiellement la falaise, comme dans le scénario transgressif de PG, puisque le point à 4,05 m matérialise un trait de côte fixé à ce niveau et non un point quelconque d’une accumulation de dépôts marins qui seraient montés plus haut et revenus à ce point après érosion. Quand PG invoque un ravinement avant la mise en place du travertin en appui de l’idée que l’accumulation du dépôt marin est montée plus haut et qu’elle a été érodée, il convient de préciser que ce ravinement ne porte que sur la partie inférieure du profil longitudinal de la surface de la plage. En effet le moulage des dépôts marins par le travertin fait apparaître deux segments séparés par une rupture de pente (fig. 7). Le segment supérieur représente la surface scellée de la plage originelle adossée à la falaise, tandis que le segment inférieur traduit l’avancement de l’érosion aux dépens du dépôt de plage.

Fig. 7 - Coupe schématique (Ferranti et al., 2008, modifié) d’un dépôt de plage avec trait de côte à 4,05 m où le recul de la falaise est maximum (surplomb au-dessus). Travertin moulant la surface de la plage et le dépôt de plage.
Fig. 7 - Sketched section (Ferranti et al., ibid., modified) of beach deposit and coastline 4,05 m high where cliff exhibits the maximum resession creating an overhang feature. Flowstone casting the beach surface and deposit.

Fig. 7 - Coupe schématique (Ferranti et al., 2008, modifié) d’un dépôt de plage avec trait de côte à 4,05 m où le recul de la falaise est maximum (surplomb au-dessus). Travertin moulant la surface de la plage et le dépôt de plage.Fig. 7 - Sketched section (Ferranti et al., ibid., modified) of beach deposit and coastline 4,05 m high where cliff exhibits the maximum resession creating an overhang feature. Flowstone casting the beach surface and deposit.

1. Substrat; 2. Dépôt de plage; 3. Travertin; 4. Bandeau de balanes.
1. Substratum; 2. Beach deposit; 3. Flowstone; 4. Barnacle band.

13Un autre fait observé en Calabre (Neri) contredit la conception de PG : une transgression, avec un trait de côte à 63,9 m, est marquée par une plateforme d’abrasion montant à 59 m quand à une distance de 80 m, à la même altitude et au même moment les dépôts de la même transgression fossilisent une falaise à pente de 17° sculptée dans des matériaux meubles. On pourrait multiplier les exemples.

5. Conclusions

14Il n’existe à l’Holocène aucune fluctuation eustatique assez ample pour engendrer des terrasses marines ou des « unités géomorphostratigraphiques marines », pour reprendre le vocabulaire de PG. Les dernières courbes du niveau de la mer parues ne font apparaître que des variations centimétriques.

15Les deux plateformes littorales et rivages d’âges holocènes disposés le long de la faille de Scilla résultent de deux soulèvements cosismiques datés de 3,5 et 1,9 ka BP, et non de variations du niveau de la mer.

16On ne peut pas attribuer un âge à des encoches réparties sur 120 km de distance quand le taux de soulèvement est inégal. Elles sont probablement dues à des séismes à épicentres géographiquement dispersés et d’âges variés.

17Les effets géomorphologiques des transgressions selon PG, avec d’abord le façonnement d’une surface d’abrasion et ensuite la fossilisation d’une falaise plongeante, ne correspondent pas à la réalité, les dépôts de plage adossés à une falaise n’étant pas le résidu de sédiments marins montés plus haut.

*Auteur correspondant : +33 (0)1 45 17 10 91 ber.dumas@gmail.com (B. Dumas)

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Bibliographie

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DOI : 10.1130/G33344.1

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Annexe

Abridged English Version

Pierre Guérémy (PG) refers two shore platforms, their associated shorelines located along the Scilla Fault and notches found on the Calabria coastline at different elevations, up to peaks of a eustatic curve (Siddall et al., 2003). Peaks of the curve (fig. 1) are not reliable because the error bars are ± 12 m. Yet only one sea-level rise exceeds 12 m with 6.5 ka BP at 13 m, the others being at least twice less. Besides, PG wrote “these conclusions are not drawn from small variations” and yet he uses small peaks to relate to notches and shorelines. The Kopp et al.’s curve (2016) shows fluctuations of centimetric order (fig. 2) with a 7 cm rise between the years 0 and 700 AD and a 8 cm change produced by the Little Glacial Age. The very small sea-level rise values are insufficient to generate real transgressions along with their morphological consequences, shorelines and notches. Moreover the Lambeck et al.’s curve (2014) exhibits (fig. 3) a regular decrease up to 2.5 ka in the rate of sea-level rise, the sea level then remaining nearly constant and even until 150 years ago with the beginning of the anthropic present-day rise.

Both the two shore platforms and shorelines located along the Scilla Fault cannot be generated by sea-level rises as PG thinks. They are of coseismic origin as stated by Ferranti et al., 2008. Two shore platforms and their shorelines are clearly stepped (fig. 4) and separated by 1.6 m in elevation on this section. A surge channel coeval with the lower platform is slightly incised (1.4 m) below the upper platform. PG thinks it is a ria but this interpretation is incompatible with reverse slopes along the profile of the channel. The projection of the inner edge of the two shorelines on a profile parallel to the coastline constitutes convincing evidence (fig. 5) of coseismic deformations having occurred at 3.5 and 1.9 ka BP events. Precise paléo-indicators located at five sites support the existence of these profiles. These coseismic uplifts related to the Scilla Fault activity are evidence of other coseismic contributions to general uplift in the Messina Strait, especially at Taormina (Sicily) after Stewart et al. (1997) and De Guidi et al. (2003).

It is inaccurate to assert that the uplift rate in Southern Calabria is nearly equal in order to relate to notches and shorelines located at different elevations to eustatic peaks. For instance the Capo Vaticano Peninsula is clearly tilting North-East (Dumas et al., 1989; Bianca et al., 2011) and the Isole delle Formiche notches are located in this region. To support the idea that uplift rate is roughly equal PG compares the Acciarello site, near Villa S. G., with the Ianni site located 70 km to the North. Both have almost the same luminescence date (Acciarello 64±8 ka and Ianni 62±6 ka) and the shoreline is close to 50 m high. For Bianca et al. (ibid.) Ianni’s age is MIS 3.3, a peak of 56.5 ka for Chappell (2002) in the Huon Peninsula. A new section at Acciarello shows (fig. 6) a marine deposit underlain by a weathered colluvium. Above the colluvium a sand dune is deposited. It has provided the date sample. It is a regression dune built by deflation from an emerged sea-floor during a period of low sea level. This means an elapsed time took place before dune accumulates dating the shoreline about 66-67 ka (MIS 4). So Acciarello and Ianni do not belong to the same eustatic event. In our research field between Villa S. G. (Messina Strait) and the Southern extremity of Calabria, a 50 km stretch, the uplift rate varies in the range 1.22-1.39 mm/year. At the Capo d’Armi transect where an 8.12 m high notch is located, the mean uplift rate since MIS5.5 (127 ka) of 1.37 mm.y-1 has increased to 1.50 mm/year between MIS5.3 (105 ka) and MIS5.1 (83 ka). Therefore it is incorrect to relate notches or shorelines with different elevations scattered in Calabria to hypothetical peaks on an unreliable curve.

The conceptual model of transgression according PG comprises two stages of contrasted morphological effects, the first one with abrasion shaping a shore platform, the second one without abrasion but with rising sea-water drowned cliff, which becomes a plunging cliff when marine sediments accumulate. A section surveyed by Ferranti et al. (2008) exhibits (fig. 7) a cliff fronted by a beach sloping up to 4.05 m near Scilla. Experiences conducted by Sunamura (1982) show that in this case erosion rate is maximum where the beach top abuts the cliff (coastline). It is 1.8 times greater than that with no beach. The reason is the effect of bores running up the beach producing a vortex rotating around a horizontal axis, entrapping sand grains which scrape down the cliff as an abrasive tool. The cliff retreat maximum at the coastline level leads to the formation of an overhanging profile above it (sea-cave). PG’s concept rests on the idea that marine sediments rise up to a higher level than the beach top evidenced by a flowstone sealing the marine deposit after an erosion stage shown by gullying unconformity. In fact the cast of the sealing flowstone shows two different surface deposits separated by a break of slope. The upper stretch is the original beach surface gently sloping seaward, the lower stretch is an erosive ravinement profile triggered by the coseismic 3.5 ka uplifting event. Contrary to P. Guérémy’s viewpoint (2020, p.187-188) the 4.05 m high point is a coastline with no accumulation of sediments above it.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 - Reconstitution du niveau de la mer depuis le début du Dryas récent, avec des marges d’erreur de ± 12 m (Siddall et al., 2003, simplifié).Fig. 1 - Sea-level reconstruction since the start of the Younger Dryas, including errors ±12 m (Siddall et al., 2003, simplified).
Légende 1. niveau de la mer, courbe KL11; 2. marge d’incertitude; 3. données provenant de récifs coralliens à Tahiti, La Barbade et en Nouvelle-Guinée.1. sea level, KL11 curve; 2. error range; 3. datas coming from coral reefs in Tahiti, Barbados and New-Guinea.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/15461/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 88k
Titre Fig. 2 - Niveau de la mer entre -400 BC et 2000 AD (Kopp et al., 2016, simplifié).Fig. 2 - Global sea level from -400 BC to 2000 AD. Error range is in grey (Kopp et al., 2016, simplified).
Légende En grisé, marges d’erreurs.Error range in grey.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/15461/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 116k
Titre Fig. 3 - Modélisation du niveau général de la mer en fonction des volumes de glace (Lambeck et al. 2014, modifié).Fig. 3 - Modelling sea-level with global ice volume function (Lambeck et al., 2014, modified).
Légende A : Estimation par points. Encadré : agrandissement dans les derniers 9 000 ans ; B : Même estimation avec une marge de probabilité de 95 %.A: Individual global sea-level estimate. The inset gives an expanded scale for the last 9,000 years; B: The same global sea-level estimate and its 95% probability limiting values.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/15461/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 176k
Titre Fig. 4 - Coupe schématique des affleurements holocènes sur la côte de Scilla-Palmi (Ferranti et al., 2008, modifié).Fig. 4 - Sketched section of Holocene outcrops along the Scilla-Palmi coast (Ferranti et al., 2008, modified).
Légende 1. Substrat rocheux; 2. Surface d’abrasion; 3. Dépôt de plage; 4. Zone de balanes; 5. Trottoir algaire; 6. Chenal de déferlement.1. Rocky substratum; 2. Abrasion platform; 3. Beach deposit; 4. Barnacle band; 5. Algal rim; 6. Surge channel.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/15461/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 172k
Titre Fig. 5 - Projection des deux rivages holocènes soulevés aux deux événements co-sismiques (Ferranti et al., ibid., simplifié).Fig. 5 - Projection of both Late Holocene shorelines and infered coseismic events (Ferranti et al., ibid., simplified).
Légende 1. Dépôt de plage stérile ; 2. Dépôt de plage fossilifère ; 3. Bord interne de plate-forme ; 4. Bandeau de balanes ; 5. Trottoir algaire ; 6. Encoche ; 7. Rivage supérieur ; 8. Rivage inférieur.1. Barren beach deposit; 2. Fossiliferous beach deposit; 3. Platform inner margin; 4. Barnacle band; 5. Algal rim; 6. Notch; 7. Upper shoreline; 8. Lower shoreline.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/15461/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Titre Fig. 6 - Epaisse colluvion altérée fossilisée par une dune le long d’une surface inclinée (marteau pour échelle).Fig. 6 - Weathered thick colluvium buried by a sand dune along a tilted surface (hammer as scale).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/15461/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 944k
Titre Fig. 7 - Coupe schématique (Ferranti et al., 2008, modifié) d’un dépôt de plage avec trait de côte à 4,05 m où le recul de la falaise est maximum (surplomb au-dessus). Travertin moulant la surface de la plage et le dépôt de plage.Fig. 7 - Sketched section (Ferranti et al., ibid., modified) of beach deposit and coastline 4,05 m high where cliff exhibits the maximum resession creating an overhang feature. Flowstone casting the beach surface and deposit.
Légende 1. Substrat; 2. Dépôt de plage; 3. Travertin; 4. Bandeau de balanes.1. Substratum; 2. Beach deposit; 3. Flowstone; 4. Barnacle band.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/15461/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 210k
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Pour citer cet article

Référence papier

Bernard Dumas, « Commentaires relatifs aux « Réflexions sur l’apport de la géomorphologie à la mise en évidence des variations du niveau de la mer au cours de l’Holocène en Calabre méridionale », de Pierre Guérémy (2020), Géomorphologie : relief, processus, environnement, 26 (3), 185-194. », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 27 - n° 1 | 2021, 89-95.

Référence électronique

Bernard Dumas, « Commentaires relatifs aux « Réflexions sur l’apport de la géomorphologie à la mise en évidence des variations du niveau de la mer au cours de l’Holocène en Calabre méridionale », de Pierre Guérémy (2020), Géomorphologie : relief, processus, environnement, 26 (3), 185-194. », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 27 - n° 1 | 2021, mis en ligne le 02 avril 2021, consulté le 11 mai 2021. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/15461 ; DOI : https://doi.org/10.4000/geomorphologie.15461

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Auteur

Bernard Dumas

Professeur honoraire à l’Université Paris Est – Créteil, Campus Centre, 61 avenue du Général de Gaulle, 94010 Créteil cedex, France.

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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