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

1 - Introduction

1Dans le cadre du projet IGCP 449 (“Global correlation of Late Cenozoic fluvial deposits”), une banque de données a été établie à partir d’enregistrements sédimentaires de cours d’eau du monde entier. Ces enregistrements correspondent d’une part aux dépôts emboîtés, d’autre part aux terrasses alluviales étagées, dont la formation résulte de l’incision des dépôts préexistants et du bedrock. Ces différents types de relations entre les formations alluviales peuvent se retrouver dans une même vallée, soit entre l’amont et l’aval (cas du Rhin, fig. 1), soit entre des dépôts d’âges différents (cas du Dniestr, du Dniepr ou du Don, fig. 2).

2Le présent article s’attache essentiellement aux terrasses étagées, avec pour objectifs principaux de montrer, d’une part qu’elles se sont formées dans le monde entier en réponse aux changements climatiques, et d’autre part que le soulèvement continental est un phénomène 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; Bridgland & Westaway, 2007a, b). Les variations dans les vitesses de soulèvement, qui conditionnent la morphologie des systèmes de terrasses (voir figures 1 à 5), indiquent également des variations dans les propriétés de la croûte terrestre continentale. Les données collectées dans le projet IGCP 449, couvrant la fin du Tertiaire (Miocène et Pliocène) et tout le Quaternaire, peuvent de fait être utilisées avec pertinence pour établir un lien entre les systèmes de terrasses d’une part, les vitesses et styles de soulèvement d’autre part.

3Cette comparaison doit permettre de mieux comprendre les dynamiques pléistocènes, tant en surface (changements climatiques, évolutions des paysages) qu’en profondeur (dynamiques crustales). Ces évolutions sont de fait au cœur du projet IGCP 518 (“Fluvial sequences as evidence for landscape and climatic evolution in the Late Cenozoic”), initié en 2005-2006.

2 - L’influence des changements climatiques sur la formation des terrasses alluviales: l’exemple de l’Europe du nord‑ouest

4Les archives fluviales préservées en Europe centrale et occidentale (fig. 1, 4 & 5, voir aussi Westaway et al., ce volume) sont parmi les mieux connues et leurs relations avec les fluctuations climatiques bien identifiées. Dans ces régions, la stratigraphie est bien établie, en particulier grâce à la reconnaissance, au-dessus des alluvions, de complexes lœss-paléosols permettant des corrélations avec les enregistrements océaniques (e.g., Kukla, 1977, 1978; Antoine, 1994). La plupart des séquences couvrent le Pléistocène moyen et supérieur, certaines incluant en outre le Pléistocène ancien voire le Pliocène et le Miocène.

5L’étude des formations alluviales permet fréquemment de mettre en relation la dynamique fluviale et le climat, par le biais des analyses paléontologiques, biostratigraphiques ou géochronologiques. Le développement des datations absolues a permis de mettre en évidence l’influence des cycles de 100 ka dans la formation des terrasses alluviales du Pléistocène moyen et supérieur. Des variations importantes existent cependant d’un système fluvial à l’autre, certains comptant moins de terrasses qu’une par période de 100 ka et d’autres plus. Un nombre de terrasses inférieur peut s’expliquer par le fait que la rivière n’a enregistré que les changements climatiques majeurs (supercycles de Kukla, 2005). La rivière Svratka (République tchèque) est un bon exemple de ce type de situation (Kukla, 1977; voir aussi Bridgland & Westaway, 2007b). En revanche la présence, dans certaines vallées (par exemple, la rivière Solent, au Sud de l’Angleterre; Westaway et al., 2006a), de terrasses plus nombreuses que les cycles de 100 ka, pourrait s’expliquer par le fait que les phases d’incision du bedrock surviennent à la fois en début et en fin de période glaciaire (Vandenberghe, 1995, 2007; Bridgland, 2000). Il convient toutefois de souligner que, compte-tenu de la durée inégale des phases glaciaires et interglaciaires dans le cycle (respectivement 80 et 20 ka en moyenne), la morphologie des terrasses glaciaires et interglaciaires serait, dans un contexte de soulèvement continu et régulier, différente. La présence d’un grand nombre de terrasses peut également traduire une réponse des cours d’eau aux fluctuations climatiques secondaires. En France, la Somme (fig. 5) et l’Yonne comptent ainsi une 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 une terrasse attribuée au stade isotopique 13b (Westaway, 2002b). Les terrasses supplémentaires de la rivière Solent pourraient ainsi représenter le stade 7d/7b et d’autres sous-stages (Westaway et al., 2006a).

6Des différences notables apparaissent également pour ce qui concerne la place de l’incision (corollaire de la mise en terrasse de la plaine alluviale antérieure). Pour la Tamise (Bridgland, 2000) ou l’Avon (English Midlands, Maddy et al., 1991; Bridgland et al., 2004a), la reconnaissance de dépôts interglaciaires à la base de chaque terrasse (ou intercalées entre les dépôts des périodes froides antérieures et postérieures) a conduit à rapporter l’incision à la transition glaciaire-interglaciaire. Dans d’autres vallées du Nord-Ouest de l’Europe, telles la Somme (Antoine, 1994; Antoine et al., 2000, 2003, fig.5), la Meurthe-Moselle précédemment évoquée (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 formations alluviales, ce qui permet d’établir que la phase principale d’incision se place à la transition interglaciaire-glaciaire.

3 - Les interactions entre mécanismes externes et internes, à l’origine de la formation des terrasses étagées

7La formation de terrasses alluviales dans les régions éloignées des limites des plaques lithosphériques a souvent été attribuée aux variations eustatiques, elles‑ mêmes influencées par les fluctuations climatiques quaternaires (e.g., Törnqvist, 1998; Karner & Marra, 1998; Blum & Straffin, 2001). Les phases d’accumulation étaient ainsi corrélées avec les transgressions interglaciaires, les incisions étant rapportées aux phases de régression. Au contraire, dans les régions continentales où l’eustatisme ne peut avoir de rôle important, le rôle direct du climat a été reconnu depuis longtemps, notamment pour expliquer l’alternance des phases d’accumulation et de creusement (e.g., Zeuner, 1945; Bourdier, 1968, 1974; Tyráãek, 1983; Antoine, 1994; Bridgland, 1994, 2000; Antoine et al., 2000; Starkel, 2003). Cette influence explique notamment le fait que d’importantes formations alluviales ont été mises en place lors des périodes froides (Gibbard, 1985; Vandenberghe, 1995), c’est-à-dire lorsque les niveaux de base étaient bas (et donc que les rivières auraient dû, suivant le paradigme de l’eustatisme, inciser leurs fonds de vallée). Les recherches récentes ont en outre permis d’établir que l’étagement des terrasses quaternaires reflète plus ou moins fidèlement le soulèvement des masses continentales, et donc l’instabilité crustale de ces régions (Maddy, 1997; Antoine et al., 2000; Bridgland, 2000; Van den Berg & Van Hoof, 2001; Westaway et al., 2002, 2006a; cf. Kiden & Tornqvist, 1998). Il apparaît de même que la subsidence génère un emboîtement des formations alluviales, l’absence de mouvement significatif se traduisant par le fait que des cours d’eau restent à des niveaux plus ou moins constants.

8En 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 soulèvements épirogéniques dans la seconde partie du Cénozoïque; on peut ainsi présumer que les mouvements verticaux quaternaires sont la prolongation de ces effets. Les raisons mêmes de cette instabilité crustale ont été débattues. Plusieurs auteurs ont attribué ces mouvements à la tectonique des plaques, et en particulier aux mouvements de compression liés à la collision Eurasie‑Afrique (e.g., Nikishin et al., 1997; Van Vliet-Lanoë et al., 1997; Cloetingh et al., 2005). D’autres (e.g., Brodie et White, 1994; Jones et al., 2002; Arrowsmith et al., 2005) ont attribué ces mouvements verticaux aux panaches mantelliques. Un troisième mécanisme, suggéré pour la première fois par Westaway (2001), attribue ces mouvements à la réponse isostatique aux processus de surface, générant de l’écoulement dans la couche mobile inférieur de la croûte continentale. Cette hypothèse, qui implique que les mouvements verticaux sont tributaires du climat, peut expliquer des corrélations apparentes (déjà remarquées, par exemple, par Kukla, 1977, 1978; voir infra) entre des phases de déplacement vertical et des fluctuations climatiques. De telles corrélations ne se retrouvent en revanche pas pour les autres mécanismes (tectonique des plaques ou panaches mantelliques) envisagés pour expliquer ces mouvements verticaux.

9L’absence de soulèvement dans les régions cratoniques, par exemple dans l’Inde et de l’Afrique du Sud, où des alluvions anciennes se trouvent au voisinage des cours d’eau actuels (fig. 3), peut s’expliquer de la même manière (Westaway et al., 2003). La couche mobile, typiquement située dans les régions de croûte continentale post-archéenne à la base de la croûte cassante, donc en-dessous de la limite de profondeur de sismicité, indique une température supérieure à environ 350 °C (Sibson, 1983). Les cratons archéens se caractérisent 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 mouvements verticaux significatifs. D’autres régions continentales récemment étudiées (voir, par exemple, Westaway, 2001; Bridgland & Westaway, 2007b; Westaway et al., ce volume; cf également infra), se caractérisent également par le fait qu’une partie de la croûte inférieure ne soit pas mobile; ce fait s’explique par la présence d’une couche mafique (matériel basaltique, issu du manteau) à la base de la croûte, qui, à cause de sa composition, ne peut pas s’écouler significativement à la température ambiante. Cette couche basale mafique, générée par du sous-placage magmatique (résultant par exemple de l’intrusion de filonscouches en relation avec l’activité des panaches mantelliques), limite ainsi l’épaisseur de la couche mobile sus-jacente, affectant ainsi la morphologie des systèmes de terrasses fluviatiles (voir infra). Les provinces crustales du Protérozoïque inférieur et moyen sont caractérisées par une croûte épaisse d’environ 50 km, avec une couche mafique dont l’épaisseur peut atteindre 20 km (e.g., Durrheim & Mooney, 1991, 1994), dont la mise en place serait intervenue lors de la consolidation de la croûte (e.g., Wendlandt et al., 1993; Taylor & McLennan, 1995).

10La genèse des terrasses alluviales apparaît donc comme influencée par un forçage à la fois externe (fluctuations climatiques, eustatisme) et interne. La question se pose cependant d’éventuelles relations entre ces influences: en effet, il est clairement établi que les terrasses alluviales antérieures au Pléistocène moyen sont caractérisées par de vastes épandages, associés à de larges paléofonds de vallées. Les terrasses formées au cours du dernier million d’années témoignent en revanche de vallées étroites et encaissées dans les reliefs (e.g., Kukla, 1978; Maddy et al., 2000, fig. 1b). Ce contraste, reconnu dans les régions de croûte post‑archéenne, a été rapporté à une augmentation des vitesses 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 du Pléistocène moyen» (passage d’un forçage climatique dominé par les cycles d’obliquité de 41 ka à un forçage climatique contrôlé par les cycles d’excentricité de 100ka). Un tel synchronisme incite à rechercher d’éventuels liens entre changements climatiques et mécanismes du soulèvement épirogénique. Selon des travaux récents (Westaway, 2001, 2002a, b; cf. Kukla, 1977, 1978), le passage à une prédominance des cycles de 100 ka aurait accentué l’intensité des changements climatiques, avec des effets plus marqués sur les paysages (formation ou fonte de calottes glaciaires, érosion ou sédimentation sur les continents). L’érosion plus forte des continents se serait accompagnée en profondeur de mouvements crus- taux, avec des déplacements de matériel mobile dans la croûte inférieure, depuis les régions subsidentes vers les régions en soulèvement. L’arrivée de ce matériel augmente l’épaisseur de la croûte et permet au soulèvement de se poursuivre. Ce mécanisme aboutit ainsi à la mise en place de formations alluviales étagées, établissant ainsi le lien entre le climat du Quaternaire et l’évolution des vallées.

4 - Les terrasses étagées, un phénomène mondial

4.1 - L’Europe orientale

11Même si elles ont peu été diffusées, d’importantes recherches ont été menées au cours des dernières décennies sur les systèmes fluviatiles d’ex-URSS. Les travaux ont notamment portés sur les systèmes de terrasses des cours d’eau se jetant dans la Mer Noire et la Mer Caspienne (le Dniestr, le Dniepr, le Don et la Volga, Matoshko et al., 2004, fig. 2). Les reconstitutions chronologiques s’appuient à la fois sur la magnétostratigraphie et biostratigraphie et sur l’étude des lœss et paléosols. Elles intègrent également les variations eustatiques pour le cours aval de fleuves, et l’influence des glaciations nordiques pour leur cours amont. La disposition des terrasses alluviales est très variable d’une région à l’autre, de sorte que des liens avec le type de croûte sous‑jacente peuvent être envisagés.

12C’est d’abord le cas pour le Dniestr, qui relie sur ~700 km le piémont des Carpates et la Mer Noire. Il présente un système de terrasses étagées bien développées (15terrasses atteignant jusqu’à 300 m d’altitude relative, fig.2b), témoignant d’un soulèvement continu. Les formations sont essentiellement composées d’alluvions grossières déposées lors des périodes froides, vraisemblablement par un cours d’eau à chenaux tressés. Au sommet de ces dépôts se trouvent des alluvions fines interprétées comme des dépôts de crues mis en place lors des interglaciaires. La phase d’incision majeure doit en conséquence être située en début de période froide.

13Le système de terrasses du Dniestr peut être divisé en deux parties: les sept terrasses les plus récentes sont en phase avec les cycles de 100 ka (seul manquant le stade isotopique 10, remplacé par un étagement plus marqué entre les terrasses des stades 12 et 8, fig. 2b). Les terrasses alluviales plus anciennes sont en revanche plus vastes et associées à des dépôts plus épais, pouvant refléter une succession de cycles climatiques plus courts, typiques du Pliocène et du Pléistocène inférieur.

14Le Dniepr et le Don sont également tributaires de la Mer Noire, qu’ils rejoignent après avoir drainé le bouclier ukrainien (fig. 2a), qui est la partie la plus ancienne de la plate-forme est-européenne. Les séquences alluviales de ces deux fleuves présentent une succession de phases d’incision et d’accumulation. Contrairement au Dniestr, elles ne se développent que sur quelques dizaines de mètres au-dessus des fonds de vallée (fig. 2c & 2d), reflétant vraisemblablement une alternance entre des périodes de soulèvement et de subsidence. Une telle dynamique semble pouvoir être rapportée à la nature de la croûte du bouclier ukrainien sous-jacente, dont l’âge (protérozoïque inférieur, vers ~1900-1800 Ma; e.g., Zhao et al., 2002) est plus récent que celui des cratons archéens (cf. supra) mais plus ancien que celui de la croûte de l’Europe centrale et occidentale (voir infra).

15Située encore plus à l’Est, la Volga se jette dans la Mer Caspienne après avoir drainé la plate-forme est-européenne puis le bloc pré-caspien. Dans son cours inférieur, la Volga présente dans une tranche altitudinale réduite des alluvions dont l’âge est très variable (fig. 2e), ce qui indique que la région n’a subi que peu de mouvements verticaux durant le Pléistocène. Ce fait pourrait refléter la nature du bloc pré-caspien, prolongement de la plate-forme est-européenne vers le Sud-Est, formé dans le Protérozoïque (e.g., Nikishin et al., 1996), et dont le comportement peut être rapproché de celui des cratons archéens (Westaway et al., 2003).

4.2 - Le cas des cours d’eau méditerranéens

16Plusieurs systèmes fluviatiles méditerranéens ont fait l’objet de recherches récentes, dans le cadre du projet IGCP 449. Les terrasses fluviales (et marines) sont notamment abondantes en Italie du Sud, où elles attestent d’une accélération du soulèvement au début du Pléistocène moyen. Westaway & Bridgland (2007) ont proposé que cette évolution, auparavant attribuée à une réorganisation aux déplacements de plaques, peut en réalité s’expliquer par un accroissement des rythmes d’érosion au début du Pléistocène moyen. Les fleuves du Sud-Est de l’Espagne, notamment l’Aguas, et les dépôts 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 la bordure nord de la limite convergente entre les plaques eurasienne et africaine, de nombreux auteurs ont attribué ce soulèvement à la tectonique (e.g., Stokes &Mather, 2000; Mather & Stokes, 2003). Cependant, Harvey & Wells (1987) ont interprété le déplacement vertical de la croûte dans ce secteur comme preuve d’un soulèvement épirogénique (c’est-à-dire régional), combinés aux effets locaux de la réactivation de failles en bordure de plaque. Cette hypothèse est très proche de celle développée ultérieurement pour d’autres secteurs du bassin méditerranéen (e.g., Westaway et al., 2006b; Westaway & Bridgland, 2007).

17Dans l’Est du bassin méditerranéen, les études ont porté 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 de l’Oronte (Syrie, Bridgland et al., 2003). L’existence de déformations crustales actives dans ces régions (générées notamment par les mouvements relatifs entre les plaques arabique, eurasienne, africaine et turque, soumises au volcanisme et à des rejeux de failles) ont abouti à des enregistrements fluviatiles atypiques (e.g., Seyrek et al., 2008; voir infra).

18Dans le cas de l’Oronte, les recherches menées par Bridgland et al. (2003) ont mis en évidence l’existence de 12 terrasses étagées jusqu’à ~130 m d’altitude relative (fig. 6). Les travaux ultérieurs ont permis d’identifier d’autres terrasses jusqu’à ~200 m d’altitude relative. La chronologie provisoire illustrée de ces terrasses a pu être établie grâce à des données archéologiques (étude du site paléolithique inférieur de Latamné, fig. 6a), paléovolcaniques (basaltes d’Homs, d’âge fini‑miocène, situés à ~400 m d’altitude relative), et paléontologiques (données biostratigraphiques mammaliennes, discutées par Bridgland et al., 2003). La vitesse de soulèvement ainsi calculée, ~0.1 mm an-1 depuis le Pléistocène inférieur, est comparable avec celle reconnue pour d’autres régions de croûte post-archéenne. La dynamique de la haute Oronte n’a guère été influencée par la proximité de la zone de convergence oblique des plaques africaines et arabiques: le soulèvement local induit par cette composante de convergence se manifeste en effet principalement à l’Ouest de la bordure des plaques (e.g., Westaway, 2003), et non à l’Est où coule l’Oronte supérieur.

19Des conclusions similaires peuvent être tirées de l’étude de la rivière Gediz (Turquie occidentale). Dans la région du complexe volcanique quaternaire de Kula, les terrasses de la Gediz, dont l’âge a pu être déterminé par la datation K/Ar et Ar/Ar des basaltes sus-jacents, témoignent d’une incision d’environ 400 m depuis le Pliocène (e.g., Westaway et al., 2006b). En particulier, 11 terrasses du Pléistocène inférieur, situées entre 200 et 140 m d’altitude relative paraissent refléter une succession de cycles de 41ka de Milankovitch (Maddy et al., 2005; Westaway et al., 2006b). Bien que la Turquie occidentale présente de nombreuses failles normales actives, le secteur de Kula est relativement éloigné des failles majeures, de sorte que la morphologie de son système de terrasses ne peut être que le reflet d’une évolution régionale.

20Des données complémentaires pour l’Est méditerranéen ont enfin été apportées par l’étude du Kébir (Syrie): dans le secteur de Lattaquie (fig. 6a), à l’Ouest de la bordure entre les plaques africaines et arabiques, les terrasses fluviales alternent avec les terrasses marines (Besançon et al., 1978; Besançon & Sanlaville, 1984; Bridgland et al., 2008), ce qui indique que la sédimentation fluviatile s’effectue lors des périodes froides (Copeland & Hours, 1993). La question reste néanmoins posée de savoir si le forçage climatique est ici lié aux températures ou aux précipitations (e.g., Rossignol-Strick, 1999). Les terrasses marines et fluviales reconnues dans cette région témoignent d’une vitesse de soulèvement de ~0.4 mm an-1 (Bridgland et al., 2008), nettement supérieure à celle reconnue près de Homs. Deux cents kilomètres plus au Nord en Turquie (à l’ouest de Düziçi, fig. 6a), ainsi qu’à l’Ouest de la bordure entre les plaques africaines et arabiques, les terrasses de la rivière Ceyhan (datées par la datation Ar/Ar de basaltes sus-jacents), indiquent une vitesse de soulèvement similaire de ~0.4 mm an-1 (Seyrek et al., 2008). La modélisation effectuée par Seyrek et al. (2008) indique que la composante de convergence entre les plaques a déterminé la morphologie de cette région, conditionnant la répartition des précipitations, et ainsi la vitesse d’érosion. La vitesse de soulèvement dans cette région est ainsi déterminée à la fois par le mouvement des plaques et par le climat.

4.3 - L’Amérique du nord

21De nombreuses régions nord-américaines ayant été recouvertes par les glaces, les enregistrements ne remontent 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 situé en deçà de l’extension maximale des glaces (e.g., Blum et al., 2000; Blum & Straffin, 2001). Certains systèmes fluviaux offrent néanmoins des enregistrements couvrant une partie importante du Cénozoïque. Plusieurs systèmes fluviatiles ont fait l’objet d’études de modélisation récentes, par exemple la Susquehanna et l’Ohio par Westaway (2007), le Colorado (fig. 7a) par Bridgland & Westaway (2007a), et la Platte (fig. 8) par Bridgland & Westaway (2007b). Les cas de ces deux derniers cours d’eau ainsi que du Rio Grande sont discutés ici.

22Dans l’Ouest américain, la rivière Colorado est encaissée de 1500 m dans le Plateau éponyme au niveau de la traversée du Grand Canyon (Arizona). Dans ce secteur la croûte (du Protérozoïque inférieur) présente une couche mafique basale épaisse (e.g., Wendlandt et al., 1993). La présence de débris volcaniques du milieu du Miocène (e.g., Damon et al., 1974) près du niveau originel de la rivière avant l’incision permet d’estimer le rythme moyen du soulèvement à ~0.1 mm an-1. Cette valeur masque néanmoins des variations spatiales et temporelles importantes: ainsi l’incision depuis 500 ka est estimée à 260 m dans la partie amont du canyon (Garvin et al., 2005), contre moins de 50 m à 250 km en aval (Lucchitta et al., 2000). Cette diminution des valeurs de l’incision (et, partant, du soulèvement) a été confirmé dans une publication récente (Polyak et al., 2008). La part du rejeu de failles normales locales dans ces différences reste cependant à évaluer (cf. Pederson et al., 2002, 2003; Hanks & Blair, 2003).

23Dans le Plateau oriental du Colorado, à l’Ouest des Montagnes Rocheuses, les meilleures preuves d’un creusement ancien du Colorado ont été obtenues en amont du Grand Canyon, dans la région de Grand Junction (fig. 7a, voir aussi Bridgland & Westaway, 2007a). Dans ce secteur l’incision s’élève à 1650 m depuis 10 Ma, âge d’une coulée basaltique ayant occupé la vallée du paléoColorado (fig. 7a). Les basaltes de Spruce Ridge, datés de 7.8 Ma, se trouvent pour leur part à 847 m au‑dessus de la rivière (fig. 7a); l’incision a donc été particulièrement rapide entre 10 et 7.8 Ma (phase 1 sur la fig. 7a). Deux autres phases d’incision rapide ont également été identifiées pour le Colorado, débutant vers 3 et 0.9 Ma (phases 2 et 3, fig. 7a). Ces deux phases sont contemporaines 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’existence d’une phase de subsidence de plusieurs dizaines de mètres entre ces phases de soulèvement/incision est établie par la présence d’une couverture de dépôts lacustres recouvrant les alluvions de la paléo-vallée d’Uncompahgre (fig. 7a).

24La Platte (fig. 8) s’écoule pour sa part à l’Est des Montagnes Rocheuses et rejoint le Missouri à Omaha (Nebraska); elle traverse d’abord des régions dont la croûte date du Protérozoïque moyen et inférieur (ce secteur se caractérisant par la présence d’une couche mafique basale épaisse, e.g., Durrheim & Mooney, 1991, 1994). Elle s’approche ensuite du noyau archéen cratonique du continent nord-américain (e.g., Kendall et al., 2002; Rämö et al., 2003). Ce contraste entre plusieurs types de croûte (similaire à celui décrit dans la région de la Mer Noire, cf. fig. 2) se retrouve clairement dans la disposition des enregistrements sédimentaires, comme le montre la fig. 8. Ainsi, dans son cours supérieur (façonné dans la croûte épaisse du Protérozoïque inférieur), les terrasses alluviales de la Platte témoignent d’une incision de plusieurs centaines de mètres depuis la fin du Pliocène (fig. 8a & b). En amont, une deuxième phase d’incision rapide, débutant vers 0.9 Ma, peut être identifiée (fig. 8a). L’incision post-Pliocène diminue progressivement vers l’Est jusqu’à atteindre quelques dizaines de mètres (fig. 8c). Plus en aval, là où la croûte est moins épaisse (voir infra), la répartition des dépôts alluviaux suggèrent une alternance de phases de soulèvement et de subsidence (fig. 8d & e), à l’instar de ce qui a été décrit pour le Dniepr et le Don (fig. 2c & d). Dans le cours inférieur de la Platte, les mouvements verticaux très faibles affectant les sites près de l’aire cratonique (fig. 8f & g) aboutissent à un enregistrement similaire à ceux reconnus pour le Vaal (voir ci-dessous) ou les rivières indiennes (fig. 3 & 8). Dans cette seule rivière, la traversée de plusieurs provinces crustales aboutit ainsi à une succession de dispositifs différents, reflétant divers états de stabilité de la croûte, comme dans d’autres cas similaires à travers le globe (cf. Westaway et al., 2003; Bridgland & Westaway, 2007a, b).

25Le dernier exemple de cours d’eau Nord-Américain est le Rio Grande. Ce fleuve né à 300 km au Sud-Ouest de Denver coule d’abord suivant une direction méridienne dans les Montagnes Rocheuses (Colorado et Nouveau‑Mexique), puis oblique vers le Sud-Est pour rejoindre le Golfe du Mexique, marquant la frontière entre les États‑Unis et le Mexique. Au Sud du Nouveau-Mexique, dans la traversée du rift actif du Rio Grande, une phase d’incision a succédé à une phase d’aggradation il y a environ 0.8 Ma, cette incision étant accompagnée par la formation cyclique de terrasses étagées (e.g., Mack et al., 2002). Les alluvions du Pléistocène inférieur dominent actuellement de 100-150 m le cours d’eau actuel (e.g., Mack et al., 2002). Le fleuve réagit ainsi au changement climatique caractéristique du début du Pléistocène moyen, l’incision depuis cette date étant comparable à celle reconnue à Denver pour la Platte (fig. 8a). Cette ressemblance peut être expliquée par le fait que la croûte possède dans les deux secteurs des caractéristiques similaires. Le cas du Rio Grande peut également être rapproché de celui de la Turquie occidentale (e.g., Westaway et al., 2006b, cf supra), où l’on retrouve un soulèvement régional dans un contexte de distension de la croûte.

4.4 - L’Afrique du sud

26L’Afrique du Sud a déjà été évoquée précédemment à propos des cratons archéens. L’une des principales rivières de la région est le Vaal, qui traverse le craton, et dont les alluvions d’âge mio‑pliocène à quaternaire sont faiblement étagées (fig. 3c). Sur la côte de cette région dont le climat peut être rapproché des milieux méditerranéens, la rivière Sundays a également fait l’objet d’étude récentes (Hattingh & Rust, 1999, fig. 7b). Cette rivière draine la province crustale de Namaqua-Natal (Protérozoïque moyen et supérieur) et le Cap Foldbelt (Paléozoïque), toutes deux plus récentes que le craton archéen du Kaapvaal (voir carte des provinces crustales de cette région dans Westaway et al., 2003). Elle présente dans son cours inférieur un dispositif de terrasses alluviales étagées bien développé; les terrasses ne montrent en particulier aucune déformation lors du passage de la province de Namaqua-Natal au Cap Foldbelt. Les terrasses les plus anciennes datent de moins de 3 Ma (âge des dépôts marins trouvés près de Kirkwood à 450 m d’altitude, McMillan, 1990), ce qui implique une vitesse d’incision moyenne de 0.15 mm an-1. En l’absence d’autres données chronologiques, le système de terrasses a fait l’objet d’une modélisation suivant la méthode de Westaway (2001). Cette modélisation (expliquée en détail dans Bridgland & Westaway, 2007a) montre que la morphologie des terrasses est cohérente avec l’idée d’une accélération de l’incision après la révolution du Pléistocène moyen. Ce résultat est en outre en accord avec les reconstitutions de Maud (1968) pour les terrasses marines à l’Est de l’estuaire de la Sundays. Cette reconstitution diffère en revanche de celui proposé par Hattingh & Rust (1999) à partir du modèle chronologique de Le Roux (1990), pour qui les derniers dépôts marins retrouvés à 450 m d’altitude datent du Miocène moyen et non du Pliocène.

27Cette modélisation envisage aussi un accroissement des vitesses de creusement à la fin du Pliocène ( c’est‑à‑dire après la formation de T1; fig. 7b), suivi par une accalmie au Pléistocène inférieur, avant le nouvel accroissement au Pléistocène moyen marqué par un rétrécissement notable de la vallée (terrasse T4, Hattingh & Rust, 1999; Bridgland & Westaway, 2007a, fig. 7b).

28Cette évolution, comparable à celle des cours d’eau tempérés de l’hémisphère nord, suggère une réponse identique au forçage climatique (voir infra).

4.5 - L’Amérique du Sud

29Les principales études sur ce continent portent sur le Parana-Uruguay (e.g., Ubilla, 2004) et sur l’Amazone (e.g., Latrubesse & Rancy, 2000; Latrubesse, 2002; Westaway, 2006a). Dans ce dernier bassin, les terrasses sont relativement rares, ce qui peut être mis en relation avec la présence du craton archéen éponyme. Des terrasses ont seulement été identifiées sur les marges du craton, dans des régions de croûte post‑archéenne (e.g. l’Acre, fig. 7c).

30Plus au Sud, la rivière Mendoza (Argentine) présente au moins six terrasses étagées (Brunotte, 1983). Ces terrasses se raccordent à l’amont à des pédiments dont le plus ancien, situé à 1200 m au-dessus du cours d’eau actuel, est formé dans des dépôts rapportés au Pliocène. Un cours d’eau voisin, le Diamante, présente un dispositif alluvial comprenant cinq terrasses étagées (Grosso & Corte, 1989), la plus ancienne étant à 200 m d’altitude relative. Ces terrasses sont rapportées sur la base de corrélations régionales aux stades isotopiques 2, 4, 6, 12 et au Pléistocène inférieur (1.2-1.0 Ma). La vitesse d’incision depuis le milieu du Pléistocène peut ainsi être évaluée à 0.2 mm an-1 (Baker & Gosse, 2003), ce qui est cohérent avec l’âge de 1Ma pour la plus ancienne terrasse. Celle-ci est associée à une large paléo-vallée, contrairement aux terrasses plus récentes qui jalonnent une vallée plus étroite, de sorte que l’on retrouve la morphologie de nombreuses rivières européennes (cf. supra).

4.6 - L’Australie

31L’Australie est connue pour l’ancienneté et la stabilité de ses paysages. Une grande part de l’Ouest de cette île‑continent correspond notamment aux cratons archéens de Yilgarn et de Pilbara. Cette stabilité est confirmée par des études du niveau marin et de la position du trait de côte (Beard, 1998; Westaway et al., 2003), qui indiquent des déplacements verticaux limités à quelques dizaines de mètres depuis le Crétacé. La relative inactivité peut s’expliquer dans d’autres parties du continent par l’aridité du climat, bien attesté par les études sur le bassin endoréïque du lac Eyre (e.g., Kershaw & Nanson, 1993; Nanson & Price, 1998). Le principal système fluvial australien, le Murray-Darling, existe depuis au moins l’Éocène. La partie aval de ces deux cours d’eau correspond à un bassin subsident dans lequel se sont accumulés sur plusieurs centaines de mètres les sédiments fluviatiles, lacustres et marins (e.g., Stevenson & Brown, 1989).

32L’Australie a cependant connu sur ses marges orientales et méridionales un soulèvement plus important, compris entre 60 et 110 m depuis le début du Pléistocène moyen (Huntley et al., 1993, 1994; Murray-Wallace et al., 1996). Ce soulèvement s’est accompagné de l’incision des dépôts antérieurs et de la formation de terrasses alluviales et marines. Le calage chronologique repose sur la datation des basaltes du champ volcanique des Monts Gambier et Schank (Sheard, 1990), qui recouvrent les dépôts d’une terrasse marine du Pléistocène moyen située sur la côte sud-est de l’Australie. Les vitesses de soulèvement varient le long de cette côte; elles sont minimales au niveau de l’embouchure du Murray et dans les régions cratoniques situées plus à l’Ouest (Murray-Wallace, 2002).

33Des études précises ont été menées le long de la rivière Shoalhaven. Cette rivière, née dans la Great Dividing Range, rejoint la mer de Tasman au Sud de Sydney (Nott et al., 2002, fig. 7d). Une large vallée d’âge oligocène a été identifiée, qui a été comblée par les dépôts volcaniques à la fin de l’Oligocène (30 Ma), d’où la formation d’un lac de barrage long de 80 km, au fond duquel les sédiments se sont accumulés sur une épaisseur maximale de 60 m. La rivière a ensuite incisé ces dépôts d’environ 40 m, formant un système de six terrasses étagées, les quatre plus récentes ayant été rapportées par Nott et al. (2002) aux stades isotopiques 12, 8, 4 et 2 sur la base de datations TL (fig. 7d). La modélisation réalisée par Bridgland & Westaway (2007a) suggère de raccorder les deux terrasses antérieures aux stades 22 et 14, ce qui correspondrait à des vitesses de soulèvement voisines de 0.05mm an-1 pour le Pléistocène moyen et supérieur. Comme de nombreux cours d’eau du globe, les terrasses de la Shoalhaven semblent ainsi s’être formées suivant les cycles de Milankovitch.

5 - Discussion: le rôle des propriétés de la croute et du climat dans la formation des terrasses alluviales

5.1 - L’influence des propriétés de la croûte

34Même si les cours d’eau présentés ne peuvent refléter que partiellement l’évolution des masses continentales, les résultats obtenus dans des régions très diverses montrent que la formation des terrasses étagées est un phénomène général, reflétant une incision fluviale importante durant la fin du Cénozoïque, et notamment au cours du Pléistocène moyen et supérieur. Cependant, la mise en évidence de systèmes de terrasses différents dans des vallées situées dans un même contexte climatique indique que le climat est un facteur important mais non exclusif: les caractéristiques de la croûte peuvent également jouer un rôle important dans la morphologie des archives fluviales.

35L’augmentation des rythmes de soulèvement au début du Pléistocène moyen est plus ou moins contemporaine de la «Révolution du Pléistocène moyen» (le commencement des cycles climatiques de 100 ka). La coïncidence de cette phase de soulèvement avec le changement du climat était identifié pour la première fois dans l’Europe centrale et occidentale par Kukla (1977, 1978). Cette correspondance est maintenant établie dans le monde entier. Les systèmes de terrasses pour lesquels on dispose d’un calage chronologique fiable montrent que l’incision moyenne depuis ~0.9 Ma varie, hors des cratons archéens, entre ~0.02 mm an-1 pour l’Euphrate en Syrie (Demir et al, 2007a) et ~0.03 mm an-1 pour la Susquehanna (Westaway, 2007), ~0,06 mm an-1 pour la Somme, à ~0.2 mm an-1 pour le Rhin (fig. 1), et ~0.4 mm an-1 pour le Colorado (fig. 7a). Bridgland & Westaway (2007b) ont compilé les données pour beaucoup d’autres exemples.

36La phase antérieure de soulèvement accéléré (autour de 3 Ma), était identifié pour la première fois dans la Meuse (Van den Berg, 1994; Van den Berg & Van Hoof, 2001). Cette phase pourrait être mise en relation avec la péjoration climatique suivant l’optimum du Pliocène moyen (Westaway, 2002b). Elle est maintenant connue dans plusieurs autres systèmes fluviaux, compris, par exemples, le Rhin (fig. 1), la Dniestr (fig. 2a), la Colorado (fig. 7a), la Platte (fig. 8), et la Meurthe‑Moselle (Westaway et al., ce volume). Une troisième phase d’incision, commençant a ~2 Ma, a été identifié plus récemment 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 aussi Westaway (2008). Le début de cette phase peut être aussi mis en relation avec une péjoration climatique: il correspond au Tiglien C suivant la terminologie utilisée pour le Nord-Ouest de l’Europe (e.g., Pross & Klotz, 2002), au stade Akchagyl final (suivant la terminologie est-européenne, e.g., Matoshko et al., 2004), ou encore au début du stade Nebraskien reconnu en Amérique du Nord (e.g., Roy et al., 2004).

37Un autre type de préservation existe, intermédiaire entre les systèmes de terrasses développées dans les régions en surrection, et les domaines cratoniques où les déplacements verticaux apparaissent très faibles. Ces enregistrements fluviatiles témoignent d’une succession de longues phases de soulèvement et de subsidence, avec un faible écart altitudinal total. Cette configuration semble caractéristique des régions dont la croûte date du début du Protérozoïque moyen, comme le bouclier ukrainien (cas du Dniepr et du Don, fig. 2c, d, le centre des États-Unis (cas de l’Ohio décrit in Westaway, 2007, de la rivière Platte et dans une moindre mesure du Colorado: cf. fig. 7a, fig. 8e, f), le système du Parana‑Paraguay en Amérique du Sud (e.g., Bibus, 1983; Stevaux, 1994), ou encore celui de l’Euphrate en Syrie et au Sud-Est de la Turquie (Demir et al., 2007a, 2008). La seule différence dans ce dernier cas réside dans le fait que la croûte a été consolidée plus tardivement, à la fin du Protérozoïque («orogène panafricaine»).

38Le point commun entre tous ces exemples tient dans la présence d’une couche de roches mafiques à la base de la croûte, qui limite l’épaisseur de la couche mobile sus- jacente et affecte ainsi la morphologie des systèmes de terrasses fluviatiles (l’épaisseur de la couche mobile est la distance verticale entre la profondeur à une tempéra- ture d’environ 350 °C et la base de la couche mobile, voir supra; donc, si la partie basale de la croûte est mafique l’épaisseur de la couche mobile est limitée). Cette couche a été mise en évidence à la fois par des études de gravité (présence d’un secteur de haute densité), des profils sismiques (vélocité sismique assez élevée, supérieure à 7 km s-1), ou encore par la présence de xénolithes mafiques dans les roches volcaniques. Elle a ainsi été identifiée 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 et al., 2002), le bassin du Parana/Paraguay (Assumpção et al., 2002), et la plate-forme arabique en Syrie et Turquie (e.g., Ateş et al., 1999; al-Mishwat & Nasir, 2004).

39La modélisation du soulèvement a été utilisée pour estimer l’épaisseur de la couche mobile située à la base de la croûte; cette estimation peut être comparée avec des études relatives aux flux de chaleur, à l’épaisseur de la 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 où l’épaisseur de la croûte et les flux de chaleur en surface ont des valeurs moyennes (respectivement ~30 km et (≥60 mW m-2), sans sous-placage magmatique, la couche mobile basale est généralement épaisse de plus de 10 km. Ces régions (sauf si elles correspondent à des dépocentres subsidents) ont des systèmes de terrasses témoignant d’un soulèvement continu s’effectuant à des vitesses variables. Dans le Nord-Est de la France et le Sud-Ouest de l’Allemagne, le flux de chaleur est supérieur 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 de changement climatique (les phases commençant à ~3,1Ma, ~2,0 Ma, et ~0,9 Ma, voir Westaway et al., ce volume) a généré un soulèvement plus prononcé que s’il n’y avait pas eu de couche mafique en profondeur. De même dans le Rhin moyen (fig. 1) la faible épaisseur de la couche mobile (liée au sous-placage magmatique) a permis de générer une évolution importante du relief au cours du Pléistocène (Westaway, 2001).

40Le système de terrasses de la Platte dans la région de Denver (fig. 8a) indique également un soulèvement continu, bien que les propriétés de la croûte soient différentes: la couche mobile est ici épaisse d’environ 10 km, en dépit de la présence d’une couche mafique basale de 20 km d’épaisseur (Bridgland & Westaway, 2007a). Pour le Dniestr enfin (fig. 2b), la présence d’une couche mobile épaisse de 9 km a permis la formation d’un système de terrasse témoignant d’un soulèvement progressif depuis le Miocène, contrairement à ce qui est observé plus à l’Est (Bridgland & Westaway, 2007a, fig.2, cf infra).

41La modélisation réalisée par les mêmes auteurs indique que la couche mobile sous le fleuve Colorado (fig. 7a) n’excède pas 6,5-7 km d’épaisseur. Cette faible valeur est associée à une subsidence mineure à la fin du Pliocène, venant interrompre le soulèvement. Les alternances soulèvement-subsidence sont encore plus prononcées dans le cas des fleuves se déversant dans la Mer Noire orientale (fig. 2c, d), cette évolution étant rapportée à la présence d’une couche mobile épaisse seulement d’environ 5 km (Bridgland & Westaway, 2007b). Les observations réalisées pour la rivière Platte (fig. 8) peuvent de même être corrélées à un amincissement progressif de la couche mobile vers l’Est. Par analogie 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 des localités décrites dans la figure 8d-8e. Les valeurs sont encore inférieures vers l’Est (localités décrites dans les figures 8f & g), à l’approche du noyau archéen du continent nord-américain.

5.2 - Les modalités de l’influence climatique

42Outre cette influence des propriétés crustales, les nouvelles données collectées dans le cadre du programme IGCP 449 permettent de mieux appréhender le rôle des fluctuations climatiques dans la formation des terrasses alluviales. Les terrasses pouvant être attribuées à des séismes peuvent seulement être observées au niveau des contacts entre plaques lorsque les failles ont un rythme de coulissage élevé (e.g., Leland et al., 1998). La faible influence des mouvements de failles dans les variations locales du soulèvement généré par les flux dans la croûte inférieure a par ailleurs été discuté récemment (Westaway, 2006b). L’on dispose ainsi d’exemples où le rejeu de failles intra-plaques actives s’ajoute à un soulèvement régional, mais cela ne conduit qu’à la déformation de terrasses plutôt qu’à la création de nouvelles terrasses (e.g., Krzyszkowski et al., 2000; Westaway et al., 2006a).

43Même sans forçage climatique ou soulèvement sporadique, un changement de tracé par avulsion, recoupement de méandre ou capture peut également résulter dans la formation de terrasses dans des secteurs en surrection. Ainsi, la formation des terrasses faiblement étagées des rivières Pravara et Kukadi (plateau du Dekkan, Inde, fig. 3a, b), peut être rapportée à de tels changements de tracé plutôt qu’à une succession de phases de creusement et d’aggradation (cf. Westaway et al., 2003). Il est cependant évident que la migration des chenaux (liée au forçage climatique) est indispensable à la préservation des terrasses alluviales, l’encaissement d’un cours d’eau sur 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 terrasses formées suite à la modification du tracé des cours d’eau restent néanmoins localisées en des secteurs limités du bassin-versant, à l’inverse des systèmes de terrasses décrits dans cet article.

44Les preuves d’un forçage climatique sur la genèse des terrasses découlent d’observations empiriques dans les séquences alluviales (fossiles ayant une signification paléoclimatique, paléosols, travertins). Ces données ont souvent permis d’établir le caractère cyclique de la formation des terrasses, à l’instar des séquences glaciaire-interglaciaire-glaciaire dans la Tamise inférieure (cf supra, fig. 4) et de la présence de sédiments interglaciaires couvrant les terrasses de la Somme (fig.5). Elles ont plus récemment été étayées par les datations 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 des dépôts volcaniques s’intercalent entre les formations alluviales (e.g., Pastre, 2004; Westaway et al., 2006b; Seyrek et al., 2008).

45L’idée d’une origine climatique des terrasses est d’ailleurs établie depuis plusieurs décennies (Zeuner, 1945; Bourdier, 1968), même si des reconstitutions des séquences terrestres reposaient sur un modèle climato­‑stratigraphique simpliste, intégrant seulement deux terrasses post‑elstériennes (cf. Gibbard, 1994). La reconnaissance des neuf cycles longs de Milankovitch suivant la révolution du Pléistocène moyen a facilité la corrélation des séquences alluviales avec les fluctuations climatiques, aboutissant par là-même à montrer l’importance du contrôle climatique. Une fois ce constat établi, d’autres questions plus précises se sont posées (place de la phase d’incision dans le cycle climatique, différences de réponses d’un cours d’eau à l’autre, influence relative des variations pluviométriques et thermiques). Il a également été noté qu’en moyenne les cours d’eau formaient une terrasse au cours de chaque cycle climatique de 100ka, et ce même si certains cours d’eau présentent moins de terrasses (cas de la Svratka) ou davantage (cas de la Solent, de la Somme, de l’Yonne et de la Meuse). Les cours d’eau où des terrasses «supplémentaires» ont été identifiées se localisant tous à proximité de l’Océan atlantique, cette proximité paraît en mesure de générer une réponse plus rapide des cours d’eau aux fluctuations climatiques.

5.3 - Les contrastes entre les différentes zones climatiques

46A la suite des travaux de Büdel (1977, 1982), l’idée s’est développée que l’absence de terrasses dans les basses latitudes (par exemple dans les bassins du Congo ou de l’Amazone), pouvait s’expliquer par l’absence de fluctuations climatiques glaciaires/interglaciaires. Or, les études récentes montrent que des terrasses existent bien dans les régions tropicales, et notamment en Amérique du Sud (cf supra); aussi La Tana, au Kenya (Veldkamp et al., 2007). L’absence de terrasses bien préservées dans les bassins du Congo ou de l’Amazone doit ainsi être interprétée en raison non du climat mais des propriétés de la croûte, stable dans ces régions de croûte cratonique archéenne. Il importe cependant dans l’étude de l’influence climatique de distinguer les deux paramètres majeurs que sont les températures et les précipitations.

47L’influence des températures peut paraître a priori moins importante que celle des précipitations, ces dernières influençant directement les débits et donc la dynamique fluviale. Pourtant les températures jouent un rôle essentiel dans la mesure où elles influencent d’une part le couvert végétal (et donc l’érosion des versants et l’apport en sédiments), et d’autre part la formation du pergélisol. Le rôle des températures apparaît de fait prépondérant non seulement dans les régions froides, mais également dans les régions tempérées y compris méditerranéennes (e.g., Macklin et al., 2002; Martrat et al., 2004); les terrasses du Kébir (Syrie), formées lors des périodes froides (cf supra), indiquent de fait que les températures restent le facteur climatique prédominant dans la formation des terrasses. L’influence des températures ne s’affaiblit en fait que dans les basses latitudes, où prédominent les variations pluviométriques (soumises aux cycles de Milankovitch). L’influence de ces cycles humides/arides est reconnue dans les bassins de l’Amazone (e.g., Latrubesse et al., 1997) et du Niger (e.g., Dubois et al., 1984; Ousseini & Morel, 1989), ainsi qu’en Australie (e.g., Nanson et al., 1992, 1998). Certains systèmes dans les régions tempérées pourraient également être influencés par des fluctuations pluviométriques (conditionnant la charge solide et le couvert végétal). Ce type de forçage a notamment été évoqué pour la Méditerranée orientale, où il serait corrélé avec les fluctuations du régime de la mousson dans l’océan indien (e.g., Rossignol-Strick, 1985, 1999; Kroon et al., 1998).

6 - Conclusion

48Les données collectées dans le cadre des projets IGCP confirment que la formation de terrasses alluviales étagées résulte dans le monde entier des effets combinés du soulèvement des surfaces continentales et des cycles climatiques. La morphologie des terrasses varie, davantage en raison de leur localisation dans telle ou telle province crustale que de la zonation climatique, et ce bien que les facteurs climatiques aient un rôle important (notamment par le biais du couvert végétal ou de l’intensité des phénomènes d’érosion, influençant la stabilité des versants et donc la fourniture en sédiments). L’idée que les terrasses ne se sont pas formées en zone intertropicale est fausse, des terrasses existant dans les régions intertropicales de croûte relativement récente. Une différence importante entre les systèmes fluviaux est le nombre de terrasses par cycle climatique: si en moyenne on compte une terrasse par cycle de 100 ka, certains cours d’eau en recensent moins (ce qui implique que seules les fluctuations majeures ont été enregistrées), d’autre davantage (ce qui implique soit que des terrasses se sont formées lors des sous-stades isotopiques, soit que l’incision a pu intervenir à la fois en début de période glaciaire et en début de période interglaciaire). L’influence des variations thermiques apparaît de fait prépondérante, le rôle des précipitations restant encore à démontrer.

49L’idée, présentée dans cet article, que la rhéologie crustale héritée des temps géologiques anciens pouvait affecter les déplacements actuels, a déjà été évoquée. Pour autant la plupart des travaux mettaient en évidence un lien entre soulèvement et mouvements des plaques en convergence. Les déplacements verticaux peuvent en réalité être expliqués par des processus de surfaces soumis à l’interaction entre le forçage climatique et les flux induits dans la croûte inférieure. Les nombreux exemples décrits dans cet article montrent ainsi que des systèmes de terrasses étagés se sont mis en place dans des régions en surrection non affectées par les déplacements des plaques, ou situées, à l’instar du Colorado et du Rio Grande, à proximité de régions affectées par des mouvements distensifs.

DEMİR T., WESTAWAY R., BRIDGLAND D., PRINGLE M.,YURTMEN S., BECK A., & ROWBOTHAM G., 2007a - Ar-Ar dating of Late Cenozoic basaltic volcanism in northern Syria: implications for the history of incision by the River Euphrates and uplift of the northern Arabian Platform. Tectonics 26, TC3012, doi:10.1029/ 2006TC001959.

DEMİR T., WESTAWAY R., SEYREK A., & BRIDGLAND D., 2007b - Terrace staircases of the River Euphrates in southeast Turkey, northern Syria and western Iraq: evidence for regional surface uplift. Quaternary Science Reviews, 26, 2844-2863