Les auteurs remercient chaleureusement Pierre Antoine et Anne-Véronique Walter-Simonnet pour leurs corrections et suggestions, ainsi que David Bridgland pour la relecture du résumé, des titres et des légendes en anglais.

1 - Introduction

1Le Quaternaire est marqué dans de nombreuses régions du globe par la mise en place de systèmes de terrasses étagées (Bridgland et al., 2009). Si leur formation est associée à un contexte de soulèvement tectonique (Schulte et al., 2008 ; Stange et al., 2013 ; Fuchs et al., 2014), éventuellement associé à du volcanisme (Pastre, 2005 ; Maddy et al., 2007), elle s’inscrit également dans le cadre des cycles climatiques glaciaires-interglaciaires, particulièrement marqués à partir du début du Pléistocène moyen (~800 ka) avec le passage à une cyclicité de 100 ka (Nádor et al., 2003 ; Bridgland, 2006 ; Bridgland & Westaway, 2008). De nombreux travaux réalisés dans le cadre des activités du Fluvial Archives Group (FLAG) ont ainsi mis en évidence l’influence de ces changements climatiques sur la dynamique fluviale, notamment pour les derniers cycles climatiques (Vandenberghe, 2003, 2008 ; Cordier et al., 2006a ; Vandenberghe et al., 2010).

2L’amélioration des connaissances de la réponse des cours d’eau aux forçages climatique et tectonique a été largement favorisée par l’obtention d’un nombre croissant d’âges numériques. Ces données permettent d’apporter un cadre chronostratigraphique plus précis que les chronologies relatives, basées sur les relations avec les glaciations alpines ou scandinaves, ou encore sur le paléomagnétisme. Cette dernière méthode, si elle permet notamment de discriminer les formations alluviales du Pléistocène moyen de celles du Pléistocène inférieur (Brunnacker et al., 1976), ne peut de fait être utilisée de manière fiable que lorsque l’enregistrement sédimentaire est bien préservé (Boenigk & Frechen, 2006). Les datations numériques permettent en revanche de replacer les dynamiques sédimentaires (accumulation mais aussi érosion ; Cordier et al., 2014) dans le cadre des cycles climatiques, soulignant des tendances générales d’une part (Vandenberghe, 2003, 2008), mais aussi une diversité de la réponse fluviale d’autre part, notamment concernant la place et l’ampleur de l’incision dans le cycle climatique (Cordier et al., 2006a, 2012a). Les âges obtenus peuvent aussi être utilisés pour évaluer des taux de soulèvement, qui offrent la possibilité de mieux en connaître les mécanismes (van Balen et al., 2000 ; Seong et al., 2008).

3L’obtention de ces âges numériques est lié au développement et à l’émergence de nouvelles méthodes de datation (Stokes et al., 2012). Les datations ¹⁴C et par luminescence (en particulier Optically Stimulated Luminescence, OSL) figurent parmi les méthodes les plus largement employées. Plusieurs banques de données ont ainsi été élaborées à partir des nombreuses datations ¹⁴C, alors que des traitements statistiques permettent d’identifier des périodes d’activité fluviale prononcées (Macklin et al., 2012). L’utilisation des datations OSL s’est intensifiée avec la mise au point de la procédure SAR (Single Aliquot Regenerative, Murray & Wintle, 2003) et, plus récemment, de nouveaux protocoles (post-IR-IRSL, pulsed OSL, TT-OSL ; Tsukamoto et al., 2008 ; Buylaert et al., 2009 ; Kars et al., 2014). En dépit de leur relative précision (marges d’erreur généralement inférieures à 10 %) et de leur fiabilité (attestée par la comparaison avec d’autres méthodes), ces techniques se heurtent toutefois à une limite majeure correspondant à la datation de dépôts fluviatiles anciens. Les âges ¹⁴C n’excèdent de fait qu’exceptionnellement 40 ka, tandis que les signaux luminescents au sein des cristaux de quartz (signal OSL) et de feldspath (signal IRSL) ont communément tendance à saturer au-delà de 100-150 ka et 250-300 ka (Vandenberghe, 2004), respectivement. Dans le bassin de la Moselle, les âges IRSL les plus anciens obtenus sur des sédiments de terrasse ont été de 330 ± 30 ka (Cordier et al., 2012a). Cette technique n’est donc pas applicable à l’heure actuelle aux niveaux plus anciens qui forment l’essentiel du système étagé de terrasses. En revanche, la technique de datation par ESR (Electron Spin Resonance, ou Résonance Paramagnétique Electronique) a été appliquée avec succès dans plusieurs systèmes fluviaux en France et a permis de dater des sédiments du Pléistocène inférieur, les âges obtenus étant d’ailleurs validés par d’autres méthodes (paléontologie, U/Th, paléomagnétisme) (Laurent et al., 1998 ; Chaussé et al., 2004 ; Bahain et al., 2007 ; Voinchet et al., 2010). Récemment, la méthode ESR a également été utilisée dans la vallée de la Sarre (Cordier et al., 2012a), les âges obtenus étant cohérents avec ceux des terrasses alluviales plus récentes datées par OSL.

4Cette étude présente de nouveaux résultats de datations ESR dans le bassin de la Moselle. Le niveau de terrasse Me4 (+30 m) de la Meurthe, le niveau M7 (+70 m) de la Moselle à la frontière franco-allemande, ainsi que le complexe des terrasses dites « principales » qui jalonnent la vallée allemande de la Moselle dans sa traversée du Massif schisteux rhénan à une altitude absolue constante d’environ 260 m (altitude relative de +130 à +180 m par rapport à l’incision maximale) ont été échantillonnés. Le but du présent article est de présenter les résultats obtenus et d’en discuter les implications chronostratigraphiques et méthodologiques.

2 - Présentation du terrain d’étude

2.1 - Cadre morpho-structural général

5Le bassin de la Moselle s’étend sur trois grands ensembles morphostructuraux (fig. 1). La partie méridionale du bassin correspond au Massif vosgien, où la Moselle et ses principaux affluents, la Meurthe et la Sarre, prennent leur source. Ce dernier correspond à un massif hercynien composé essentiellement de granites et de gneiss, culminant à 1 424 m. Les parties nord et ouest du Massif, qui n’excèdent que rarement 1 000 m d’altitude, sont couvertes par des formations gréseuses d’âge permien et surtout triasique (Buntsandstein). Plus en aval, les cours d’eau traversent les auréoles secondaires de l’est du Bassin parisien (Trias et Jurassique). L’alternance de formations calcaires et argilo-marneuses faiblement inclinées a permis le dégagement d’une succession de fronts de cuestas, orientés en arcs de cercles concentriques vers la périphérie du Bassin parisien. Ces fronts sont recoupés par les principaux cours d’eau surimposés (Le Roux & Harmand, 1998), déterminant une succession d’entonnoirs de percées successivement cataclinales et anaclinales. C’est dans la dépression des Argiles de la Woëvre, à l’est de Toul, entre les deux cuestas du Dogger et du Bajocien, que s’est effectuée la capture de la Haute Moselle, réalisée aux dépens de la Meuse et au profit de la paléo-Meurthe, affluent du Rhin (fig. 1). Cette capture est vraisemblablement intervenue durant le Pléistocène moyen, mais son âge exact reste à déterminer (Harmand & Cordier, 2012). Par conséquent, les terrasses alluviales, datées par ESR, ont été mises en place par la paléo-Meurthe. Actuellement, la Moselle est rejointe par la Meurthe au nord de Nancy, puis par la Sarre en amont de Trèves (fig. 1). A l’aval de cette dernière localité, la Moselle quitte le Bassin parisien pour s’inciser dans les formations paléozoïques du Massif schisteux rhénan (MSR) où elle développe une succession de méandres encaissés de dimensions pluri-kilométriques (fig. 1). Ce massif, principalement constitués de roches dévoniennes (schistes, quartzites et grès), présente l’aspect d’un plateau dont les altitudes moyennes sont voisines de 400-500 m. En outre, la région de l’Eifel, située au nord de la vallée de la Moselle, a été affectée par plusieurs phases d’activité volcanique, les deux principales ayant eu lieu durant l’Eocène (Fekiacova et al., 2007) et le Quaternaire (Schmincke, 2007).

2.2 - les systèmes de terrasses de la Moselle et de ses affluents

6Bien que la préservation des dépôts fluviatiles soit relativement limitée au sein du Massif vosgien, ce dernier, qui préserve les traces de plusieurs glaciations quaternaires (Séret, 1980 ; Flageollet, 1988), constitue une source importante de sédiments pour les rivières qui en sont issues. La traversée de l’est du Bassin parisien est caractérisée par l’alternance de couloirs alluviaux incisés dans les formations calcaires et de bassins alluviaux développés dans les formations argileuses et marneuses (Cordier, 2004). Au sein de ces derniers, d’importantes quantités de sédiments issus principalement des Vosges ont été déposées et sont associées à un système de terrasses bien préservées. Dans la traversée du MSR, les terrasses les plus significatives sont les « terrasses principales ». Celles-ci correspondent à des formations alluviales souvent épaisses de plus de 10 m, qui forment de vastes replats et jalonnent une large paléovallée située à plus de 100 m d’altitude relative (Kremer, 1954 ; Negendank, 1983 ; fig. 2). Les niveaux plus récents, qualifiés de moyennes et basses terrasses, sont pour leur part localisés sur les rives convexes des méandres, et l’épaisseur des sédiments accumulés y atteint généralement 5 à 7 m.

2.2.1 - Les « basses » et « moyennes » terrasses

7En dépit des contrastes morphologiques entre les trois entités structurales, les terrasses alluviales de la Moselle et de ses affluents situées à moins de 100 m d’altitude relative, ont pu être corrélées le long de leurs vallées respectives (fig. 2; Cordier et al., 2006b ; Harmand, 2007 ; Harmand & Cordier, 2012). Ces corrélations sont basées sur plusieurs arguments d’ordre morphologique, sédimentologique et chronologique. Ainsi, les lambeaux de terrasse sont souvent subcontinus sur de grandes distances, tandis que les altitudes relatives sont pratiquement constantes. En ce qui concerne la sédimentologie, la capture de la Haute-Moselle (fig. 1), intervenue à la fin de la mise en place de la terrasse de la Haute Moselle M4 située à +30 m d’altitude relative, constitue un épisode charnière dans l’évolution de la rivière. Alors que les alluvions des trois niveaux de terrasse post-capture (M3, M2 et M1 situés respectivement à +20, +10 et +3-5 m d’altitude relative) jalonnent le tracé actuel de la Moselle, les formations des niveaux plus anciens de la vallée actuelle de la Moselle, en aval de la confluence avec la Meurthe, ont en revanche été façonnées par cette dernière. Ainsi, un contraste sédimentologique, tant minéralogique que pétrographique, fut reconnu entre les alluvions des terrasses M4 et antérieures. Celles-ci présentent un cortège typique du bassin de la Meurthe caractérisé par une prédominance de sédiments issus des Vosges gréseuses, tandis que les alluvions des terrasses plus récentes, postérieures à la capture, sont riches en matériaux cristallins issus du bassin de la Haute Moselle (Cordier et al., 2005 ; Beiner et al., 2009). Ce contraste a été mis en évidence jusque dans le Massif schisteux rhénan et autorise l’établissement de corrélations longitudinales qui montrent que l’altitude relative des terrasses est constante entre la sortie du Massif vosgien et l’aval de Trèves. Quant au cadre chronologique, les datations OSL effectuées sur les terrasses post-capture, en particulier la terrasse M3 (Cordier et al., 2014), ont permis de confirmer les corrélations morphologiques et sédimentologiques pour les trois principales vallées. Elles ont ainsi montré que les terrasses contemporaines de la terrasse de la Moselle M3 (terrasse Me3 pour la Meurthe, Sa3 pour la Sarre) ont été formées au cours du Saalien et (sauf pour la Sarre supérieure) au début du Weichsélien (MIS 6-5). La mise en place des deux terrasses plus récentes M2 et M1, situées à respectivement +9-12 et +3-5 m d’altitude relative, peut, quant à elles, être rapportée au Weichsélien moyen et supérieur sur la base de datations OSL (MIS 4-3-2 ; Cordier et al., 2014). Ces datations ont toutefois mis en évidence le caractère diachronique des nappes alluviales des deux terrasses les plus basses, postérieures aux stades isotopiques marins 6 et 5, respectivement dans les vallées de la Meurthe et de la Sarre d’une part, et dans la vallée de la Haute Moselle, de l’autre, ces âges correspondant aux alluvions du sommet de la terrasse 3 dans les trois vallées.

2.2.2 - Les terrasses « principales »

8Contrairement aux terrasses plus récentes, les corrélations restent délicates pour les terrasses alluviales dont l’altitude relative excède 100 m, en raison de l’inégale préservation de la morphologie de terrasse et des dépôts associés. Alors que les vestiges sont très clairsemés dans les auréoles sédimentaires du Bassin parisien (rares galets préservés au sommet des plateaux de revers des cuestas), les terrasses principales sont très développées au sein du MSR, où trois niveaux (terrasses principales supérieure, moyenne et inférieure) ont généralement été reconnus (Kremer, 1954 ; Löhnertz, 1982, fig. 2). En outre, ces terrasses présentent une singularité majeure : elles se localisent à des altitudes absolues pratiquement constantes (entre 250 et 290 m) sur plus de 180 km de distance, entre la basse vallée de la Sarre en aval de Mettlach et la confluence avec la Moselle, d’une part, et l’entrée de cette dernière dans le fossé de Neuwied, près de Cochem, d’autre part (fig. 1 & 2). En aval, l’altitude absolue de ces terrasses décroît rapidement pour atteindre 200 m au niveau de la confluence avec le Rhin à Coblence (fig. 2). Fait remarquable, cette horizontalité se retrouve dans les terrasses principales du Rhin, notamment entre Bingen et Coblence (Illies et al., 1979), et de la Lahn, affluent secondaire du Rhin, symétrique de la Moselle en rive droite du Rhin (Ploschenz, 1994).

9De nombreuses explications ont été avancées pour expliquer cette horizontalité (« Horizontalkonstanz »). Quitzow (1974) et Negendank (1983) envisagent un soulèvement en bloc du MSR, centré sur la région de Cochem. Un scénario similaire a d’ailleurs été envisagé pour expliquer les déformations des terrasses principales de la Meuse ardennaise dans le secteur de Givet (Pissart et al., 1997) ainsi que le profil des terrasses des affluents ardennais de la Meuse, marqués par une convergence des niveaux vers l’amont (Rixhon & Demoulin, 2010). Ces caractéristiques morphologiques sont généralement attribuées à un rebond isostatique (Quitzow, 1974), pouvant résulter d’une érosion localement plus intense des schistes famenniens dans le cas du bassin de la Meuse (van Balen et al., 2000). Dans la vallée de la Moselle, l’explication reposant sur un rebond isostatique similaire reste hautement hypothétique en raison de l’absence de changement lithologique majeur dans la région de Cochem. D'autres auteurs associent l'horizontalité des terrasses principales de la Moselle et de la Sarre (comme celles de la Lahn) à une réactivation de nombreuses failles du socle paléozoïque (Hoffmann, 1996 ; Meyer & Stets, 1998). Enfin, le principe d'une surrection n'est pas remis en cause par W. Löhnertz (communication orale), même si cet auteur considère que l'horizontalité des terrasses principales est avant tout synsédimentaire, où les paléo-cours d'eau déposeraient les alluvions suivant une faible pente (Löhnertz & Lütz, 2003). Au-delà de ces divergences notables concernant sa causalité, il convient de souligner que tous les auteurs s’accordent sur l’existence de cette caractéristique morphologique.

10Un consensus similaire a largement prévalu durant les dernières décennies concernant l’âge de ces terrasses. Une datation au paléomagnétisme (Klostermann, 1992) dans la vallée du Rhin près de la frontière néerlandaise, permet de situer la terrasse principale moyenne au voisinage de la dernière inversion de polarité (Matuyama/Brunhes). Ce résultat fut largement extrapolé : un âge de 800 ka fut ainsi attribué à l’avant dernière terrasse principale dans la vallée de la Moselle (Hoffmann, 1996 ; Meyer & Stets, 1998 ; Löhnertz, 2003). A partir de mesures paléomagnétiques réalisées dans le complexe de terrasses principales de la vallée de la Meuse inférieure (Van den Berg, 1996), un âge légèrement plus jeune (~730 ka) pour la terrasse principale morphologiquement équivalente est généralement admis (van Balen et al., 2000 ; Demoulin & Hallot, 2009). Dans cette même vallée, une datation reposant sur des mesures de concentration de nucléides cosmogéniques (¹⁰Be et ²⁶Al), ayant fourni un âge de 725 ± 120 ka pour la terrasse de Romont, équivalent de ce niveau de terrasse à la périphérie du Massif ardennais (Rixhon et al., 2011), semble confirmer cette extrapolation.

11Ces âges ont été d’autant plus acceptés qu’ils coïncidaient avec le passage aux cycles de Milankovitch de 100 ka (révolution du Pléistocène moyen), reconnu comme marquant un changement majeur dans l’évolution de nombreuses vallées (Bridgland & Westaway, 2008). Cependant, les travaux récents de Cordier et al. (2009) soulignent, sur la base des âges obtenus pour les terrasses plus récentes, que la mise en place de la plus élevée des terrasses « moyennes » de la Moselle (le niveau M8), située à +85 m d’altitude relative (c’est-à-dire près de 100 m en contrebas des terrasses principales dans la région de Cochem) ne pouvait guère être plus récente que 650 ka. Le rapprochement entre les deux calages chronologiques impliquerait donc une incision dans la région de Cochem de près de 100 m en ~150 ka, valeur difficilement compatible avec les taux de soulèvement caractérisant le MSR (Demoulin & Hallot, 2009).

3 - les sites d’échantillonnage

12Les prélèvements d’échantillons pour les datations ESR ont été effectués dans trois secteurs déterminés (fig. 1). Le premier secteur correspond à la vallée de la Meurthe entre la sortie du Massif vosgien et Lunéville (bassin de Mondon ; fig. 3), où quatre échantillons ont été prélevés dans trois coupes (Ménil-Flin, Vathiménil et Rehainviller) montrant les alluvions de la terrasse Me4 (+30 m d’altitude relative). Cette terrasse est la plus développée dans le bassin et a fait l’objet de descriptions détaillées (Cordier et al., 2004, 2006a). L’épaisseur des dépôts alluviaux excède localement 10 m alors qu’elle s’étend sur de vastes surfaces, notamment en rive droite de la Meurthe, sur l’interfluve Meurthe-Vezouve. Sa mise en place marque indéniablement le début d’une phase de rétrécissement progressif de la plaine alluviale (fig. 3 & 4). Ces alluvions se caractérisent par la prédominance de faciès sableux (Cordier, 2004 ; Cordier et al., 2004 ; Occhietti et al., 2012). La partie supérieure des coupes est en revanche caractérisée, sauf sur le site de Rehainviller situé plus en aval, par la présence d’une unité grossière riche en éléments de socle (fig. 3). Ce contraste et la présence d’un contact érosif entre les dépôts sableux inférieurs et grossiers supérieurs a conduit à situer la mise en place de ces unités respectivement lors de phases « pléniglaciaires » et « tardiglaciaires » du cycle climatique pléistocène (Cordier et al., 2006a).

13Un échantillon a également été prélevé dans une coupe appartenant à la terrasse M7 de la Moselle (+70 m d’altitude relative) sur le site de l’Altenberg, situé à environ 50 km en amont de Trèves (fig. 1 & 5). Les alluvions, épaisses de 4 m, se caractérisent par un granoclassement positif : à l’unité basale grossière, succède une unité sableuse dans laquelle l’échantillonnage a été effectué.

14Enfin, cinq échantillons ont été prélevés dans quatre coupes des alluvions du complexe de terrasses principales de la Moselle au sein du MSR (Lasserg, Neumagen, Piesport-Oberheide et Wintrich), avec pour objectif de mieux appréhender la chronologie de la mise en place de ces niveaux (cf. supra 2.2). Les lambeaux de terrasse étudiés se caractérisent par une alternance de dépôts grossiers, généralement d’épaisseur pluri-décimétrique, et de bancs sableux. Cet agencement et la présence de figures de recoupement de chenaux permettent d’associer l’ensemble à un système de chenaux tressés (Cordier et al., 2012b). Ces couches de sédiments fins, assez fréquents dans la coupe de Piesport-Oberheide (Cordier et al., 2012b), sont plus rarement observées dans les autres sites, alors que leur épaisseur n’excède que rarement 30 cm (fig. 5). La principale source sédimentaire correspond clairement aux roches dévoniennes du MSR ainsi qu’aux formations gréseuses du Permien et du Buntsandstein affleurant au nord-est de Trèves (fossé permien de Wittlich). Les apports en matériaux vosgiens sont en revanche très minoritaires (Cordier et al., 2006b, 2009 ; Beiner et al., 2009).

4 - Réalisation des datations ESR

15La méthode de datation ESR a déjà été employée pour dater de nombreux cours d’eau du Bassin parisien (Voinchet, 2002 ; Antoine et al., 2007 ; Bahain et al., 2007 ; Voinchet et al., 2010 ; Tissoux et al., 2013) et, plus récemment, dans la vallée de la Sarre (Cordier et al., 2012a). La méthode ESR est une méthode paléodosimètrique dans laquelle les échantillons de quartz sont considérés comme des dosimètres, qui ont enregistré la dose totale de radiations reçue depuis leur enfouissement. La datation est fondée sur le comportement des centres paramagnétiques du quartz (aluminium et titane) lors d’une exposition prolongée d’une part à la lumière solaire pendant le transport fluviatile et d’autre part aux radiations ionisantes dans le sédiment. L’âge du dépôt des grains de quartz est obtenu en divisant la dose totale de rayonnements reçue par l’échantillon (ou dose équivalente, D_e) par celle reçue en une année (dose annuelle ou débit de dose, D_a). Dans cette étude, le centre paramagnétique aluminium a été utilisé, préférentiellement au centre titane, car ce dernier tend à saturer ou même à décroître pour des doses équivalentes importantes et donc des âges « anciens » (Tissoux et al., 2007). Le centre aluminium est optiquement blanchi pendant le transport fluvial, mais de manière incomplète et un signal non-blanchissable résiduel doit être déterminé puis soustrait aux intensités ESR des différentes aliquotes avant tout calcul d'âge (Voinchet et al., 2004).

4.1 - Détermination du débit de dose

16Le débit de dose est calculé à partir des activités des radionucléides présents dans le sédiment, obtenues par mesures de spectrométrie gamma in situ (spectromètre Inspector 1000, Canberra) et par mesures en laboratoire. Une fraction de l’échantillon prélevé a ainsi été récupérée en laboratoire, séchée et stockée pendant un mois pour établir un équilibre radioactif entre le ²²²Rn et le ²²⁶Ra, avant d’être mesuré à l’aide d’un spectromètre gamma avec un détecteur au germanium (spectromètre Ortec à bas bruit de fond). Les calculs ont été effectués en utilisant les facteurs de conversions de débit de dose de Adamiec et Aitken (1998), une valeur k de 0,15 ± 0,1 (Yokoyama et al., 1985 ; Laurent et al., 1998), des atténuations α et β d’après Brennan et al. (1991) et Brennan (2003). La teneur en eau de chaque échantillon a été mesurée par la différence de masse entre l'échantillon naturel et le même échantillon séché pendant une semaine. Les formules d'atténuation due à l’eau de Grün (1994) ont été utilisées. Le débit de dose cosmique a été calculé à partir des équations de Prescott et Hutton (1994). Le débit de dose interne est considéré comme négligeable en raison de la faible teneur de radionucléides habituellement trouvée dans les grains de quartz (Murray & Roberts, 1997 ; Vandenberghe et al., 2008).

4.2 - Détermination de la dose équivalente (D_E)

17La fraction granulométrique 100-200 μm a été isolée en laboratoire par tamisage. Le quartz a ensuite été isolé suivant le protocole défini par Yokoyama et al. (1985) et précisé par Laurent et al. (1994) et Voinchet (2002). Après ce traitement, l’échantillon a été divisé en onze aliquotes qui ont été utilisées pour la mesure de la dose résiduelle et de la dose totale. L’irradiation a été assurée par une source ⁶⁰Co panoramique (Dolo et al., 1996) émettant un rayon gamma de 1,25 MeV avec un débit de dose de 200 Gy/h. Neuf aliquotes de chaque échantillon ont été soumises à des doses gamma comprises entre 260 et 12 000 Gy.

18Les mesures ESR ont été effectuées à la température de 107°K à l’aide d’un spectromètre Bruker EMX, conformément à la procédure habituelle pour les sédiments fluviatiles (Voinchet et al., 2004, 2010). Chaque aliquote a été mesurée 3 fois, avec une rotation du tube de 120° entre chaque mesure. Ce protocole a été répété trois fois, ce qui représente un total de 9 mesures pour chaque aliquote. L’intensité du signal a été mesurée entre le sommet du premier pic à g = 2,018 et la base du 16^e pic à g = 2,002 de la structure hyperfine de l’aluminium (Toyoda & Falguères, 2003).

19Les doses équivalentes ont ensuite été déterminées par extrapolation de la courbe de croissance ainsi obtenue jusqu'au point de son intersection avec l'axe des abscisses. L’extrapolation a été basée sur une fonction regroupant un terme linéaire et un terme exponentiel (Duval et al., 2009 ; Cordier et al., 2012a), et a été utilisée ici avec le logiciel Microcal Origin Pro 8 en pondérant les données suivant l'inverse de l'intensité au carré, 1/I² (Yokoyama et al., 1985). L’intensité du signal ESR correspondant à la dose résiduelle doit être soustraite de l’intensité des autres aliquotes avant l’extrapolation, afin d’obtenir la dose réellement reçue par l’échantillon depuis son enfouissement. Cette intensité résiduelle a été obtenue après exposition de l’échantillon à un simulateur solaire Dr. Hönle SOL 2. L’intensité du signal ESR diminue jusqu’à une valeur plateau, liée aux électrons qui ne peuvent être extraits par stimulation lumineuse, et correspondant donc à la dose résiduelle. Cette valeur plateau, c’est-à-dire le blanchiment maximal, est généralement atteinte après une exposition d’environ 1 500 heures (deux mois).

5 - Résultats et discussions

20Les paramètres et résultats des mesures ESR sont présentés dans le tableau 1, accompagnés d’une incertitude de ± 1 σ. Il convient d’abord de souligner l’importance des marges d’erreur sur les âges, qui peuvent dépasser 25 % pour les échantillons les plus jeunes. Cette incertitude provient essentiellement des mesures de dose équivalente dans la mesure où les marges d’erreur liées au débit de dose n’excédent généralement pas 10 %.

21Les âges obtenus pour les alluvions de la Meurthe (terrasse alluviale Me4, située à +30 m d’altitude relative) sont relativement cohérents, autour de 430-475 ka (tab. 1). La seule exception notable concerne l’échantillon prélevé dans la terrasse de Ménil-Flin, qui a livré un âge nettement plus ancien (826 ± 72 ka). L’échantillon prélevé dans la coupe de l’Altenberg (terrasse M7, située à +70 m) a pour sa part livré un âge de 416 ± 60 ka (tab. 1). Enfin, les échantillons prélevés dans les terrasses principales de la Moselle (150 à 180 m d’altitude relative) ont livré deux gammes d’âges (tab. 1). Alors que les trois échantillons prélevés dans les sites de Piesport-Oberheide (2) et de Wintrich (1) se caractérisent par des âges relativement récents (424 ±78, 546 ± 87 et 532 ± 25 ka, respectivement), les deux échantillons extraits des coupes de Lasserg et Neumagen ont livré des dates nettement plus anciennes, respectivement 1 179 ± 88 et 1 255 ± 196 ka.

5.1 - Calage chronostratigraphique des terrasses de la Meurthe

22Les âges obtenus pour la terrasse Me4 (tab. 1) sont globalement cohérents avec les âges saalien à weichsélien obtenus pour la terrasse plus récente Me3 (Cordier et al., 2005). La seule exception concerne l’âge obtenu pour Ménil-Flin, correspondant à la transition Pléistocène inférieur - Pléistocène moyen. Compte-tenu de la faible distance entre les coupes (moins de 5 km) et des similitudes de faciès, cet âge doit être considéré comme fortement surestimé. Cette surestimation semble être liée à une certaine hétérogénéité des grains de quartz dans l’échantillon, c’est-à-dire à la présence de populations de grains de quartz ne présentant pas tous les mêmes propriétés physiques en termes de sensibilité aux rayonnements. Ceci est généralement dû à des différences structurelles entre les grains, acquises lors de la formation des grains de quartz, ce qui indiquerait par conséquent des origines distinctes pour ces derniers. Il convient de rappeler que la méthode ESR est basée sur une approche multi-grains/multi-aliquotes, de telle manière que la présence (ou non) dans une aliquote d’un grain non blanchi se traduit par une réponse ESR erronée.

23En revanche, les marges d’erreur qui affectent les âges ne permettent pas de corréler la mise en place de cette terrasse à un stade isotopique en particulier, même si une formation au cours du MIS 12 peut être envisagée. Ce résultat pose toutefois un problème, car cela supposerait que les MIS 10 et 8 ne seraient pas représentés dans le système des terrasses étagées de la Meurthe. Pourtant, ces dernières présentent un étagement régulier avec une terrasse tous les 10 m environ. Comme cette terrasse Me4 a été alimentée pour une part importante par les grès du Buntsandstein, ces derniers affleurant à une douzaine de kilomètres en amont de Vathiménil, la présence possible dans les échantillons de quelques grains de quartz mal blanchis et l’approche multi-grains/multi-aliquotes utilisée pourraient induire une surestimation des D_e et donc des âges.

5.2 - Des résultats contrastés pour le niveau m7 et les terrasses principales

24Les âges ESR obtenus sur le site de l’Altenberg (terrasse M7) et sur les terrasses principales de Oberheide et de Wintrich peuvent difficilement être interprétés stratigraphiquement, étant à l’évidence sous-estimés et incohérents avec le calage chronostratigraphique obtenu pour les terrasses plus récentes (Cordier et al., 2006a, 2012, 2014).

25Plusieurs hypothèses peuvent expliquer la sous-estimation des âges :

26- une mauvaise description de la courbe de croissance. Cela ne semble pas être le cas ici (la figure 6 présente les courbes obtenues pour Piesport-Oberheide (A) où l’âge serait sous-estimé et pour Neumagen (B) où il ne semble pas l’être). On peut voir que les courbes de croissance de ces deux échantillons sont bien décrites mathématiquement, comme en attestent les coefficients de corrélation supérieurs à 0.99 ;

27- une mauvaise reconstruction de la dose annuelle liée à un changement de dose externe pour certains échantillons de la terrasse principale. Toutefois, une mauvaise estimation de la teneur en eau (même si la variation était de 100 %) et de la dose cosmique n’engendreraient que des variations d’âges minimes et peu significatives, sans commune mesure avec la variation nécessaire pour expliquer les sous-estimations d’âge observées ;

28- un impact différentiel de la tectonique locale difficilement envisageable pour les raisons exposées dans le paragraphe 2.2.2.

29Comme les âges considérés comme aberrants, compte-tenu de l’altitude relative des terrasses alluviales, se situent tous entre 400 ka et 600 ka, ces âges ESR se rapportent peut-être à un événement postérieur à la mise en place de la nappe alluviale mais ayant suffisamment affecté celle-ci pour entraîner cette sous-estimation drastique des âges.

30Ainsi, l’influence de la pédogenèse post-sédimentaire aurait pu aboutir à un rajeunissement significatif des âges obtenus. Cette hypothèse reste cependant à confirmer en l’absence d’indices sur une telle altération pédogénétique, les échantillons ESR ayant en outre été prélevés à plusieurs mètres de profondeur au cœur des unités alluviales (Voinchet, 2002).

31En revanche, les âges obtenus sur les terrasses principales à Neumagen et à Lasserg sont supérieurs à 1 Ma, comme ceux de la terrasse de Kommlingen commune à la Sarre et à la paléo-Meurthe (Harmand & Cordier, 2012). En dépit de marges d’erreurs assez élevées, en particulier pour Neumagen, ces deux âges sont cohérents entre eux. Ce résultat est fondamental car il va à l’encontre de l’âge de ~800 ka communément admis (Hoffmann, 1996 ; Meyer & Stets, 1998 ; Löhnertz & Lutz, 2003), bien que jamais étayé par des datations numériques, pour les terrasses principales dans la vallée de la Moselle. Les âges similaires obtenus sur les deux sites, pourtant situés à des altitudes relatives très différentes (+150 m pour Neumagen, +180 m pour Lasserg), soulèvent cependant des interrogations. En premier lieu, ces deux datations ESR sont nettement plus anciennes que la datation par nucléides cosmogéniques de la terrasse principale morphologiquement équivalente dans la vallée de la Meuse inférieure (725 ±120 ka, Rixhon et al., 2011); elles pourraient donc suggérer un découplage temporel dans l’évolution des deux bassins. En second lieu, moyennant des marges d’erreur conséquentes, la cohérence d’âge entre ces deux datations ESR et celles obtenues dans la vallée de la Sarre (Cordier et al., 2012) semble aller à l’encontre du diachronisme qui fut observé dans le bassin de la Meuse entre le système principal et ses affluents ardennais (Rixhon et al., 2011). Enfin, il convient de prendre en compte l’importance des marges d’erreurs, ce qui n’exclut pas un âge relativement plus élevé pour Lasserg que pour Neumagen, ce qui pourrait aussi traduire leur appartenance à deux formations alluviales différentes.

326 - CONCLUSION

33Les âges ESR obtenus sur les formations alluviales des vallées de la Moselle et de la Meurthe représentent des premiers résultats qui nécessitent une confirmation. Ces datations ESR permettraient néanmoins de préciser le cadre chronostratigraphique pour la terrasse Me4 de la Meurthe (430-475 ±110 ka), présumée contemporaine de la capture de la Haute Moselle, bien qu’une surestimation de ces âges ne puisse être exclue. Elles fournissent également un premier calage chronologique basé sur des datations numériques pour les terrasses principales de la Moselle dans le Massif schisteux rhénan. Les datations des sites de Neumagen et Lasserg indiquent des âges supérieurs à 1 Ma. Ces résultats, pour peu qu’ils puissent être validés, remettraient en cause l’âge de ~800 ka attribué jusqu’alors à ces terrasses sur la base d’extrapolations, et sont cohérents avec les investigations menées depuis plus d’une décennie dans le bassin de la Moselle.

34Toutefois, dans la mesure où les datations ESR obtenues sur plusieurs sites de terrasses anciennes (M7 et principales) sont clairement problématiques, de nouvelles investigations doivent être menées pour améliorer le calage chronostratigraphique des terrasses alluviales rapportées au Pléistocène inférieur et au début du Pléistocène moyen. A ce titre, la méthode de datation utilisant les nucléides cosmogéniques, récemment utilisée avec succès dans le bassin voisin de la Meuse ardennaise (Rixhon et al., 2011, 2014), pourrait ainsi être mise à profit. Elle permettrait d’une part de mieux appréhender les modalités de mise en place des terrasses principales et, d’autre part, de compléter et vérifier les apports de la méthode de datation ESR.