LES TERRASSES MARINES PLEISTOCENES

LES TERRASSES MARINES PLEISTOCENES

L’érosion et l’accumulation littorale

La surface de contact entre l’océan et le continent (la côte) est composée de trois zones: (1) l’estran (foreshore) ou espace compris entre le niveau des plus hautes et des plus basses mers, (2) la partie du littoral au-dessus de la marée haute (backshore), directement influencée par l’action des eaux marines (falaises et espaces atteints par les embruns), et (3) une partie toujours immergée (shoreface) liée au travail sous-marin des vagues qui se brisent (Burbank et Anderson, 2001). La falaise et la plage se rencontrent sur une même côte, selon que le résultat du travail de la mer est surtout une érosion (falaise) ou une accumulation (plage). 47 Suivant la nature lithologique du rivage, l’érosion marine est différentielle et le rivage présente ainsi des rentrants et des saillants. La côte n’est pas fixe, elle correspond à une position momentanée de la ligne de rivage au gré des transgressions et régressions successives liées aux variations glacioeustatiques et/ou de soulèvement tectonique qui peuvent avoir laissé les traces d’une position ancienne, comme dans le cas des séquences de terrasses marines.

Une plage est une accumulation sur le bord de la mer de matériaux comprenant des blocs, des galets, des graviers, des sables, des éléments plus fins et des fossiles. Le profil de la plage s’établit très rapidement, en équilibre avec les conditions climatiques momentanées. Les caps correspondent souvent à des avancées de roches dures. Les principaux agents de l’érosion littorale qui permettent la formation des plateformes d’abrasion (terrasses) sont les vagues, les courants et le vent. Le vent est à l’origine des vagues et peut élever, par grande tempête et dépression barométrique, le plan d’eau de la mer. Il peut aussi soulever le sable des plages et édifier des dunes littorales.

Les vagues à l’approche de la côte, quand la profondeur est inférieure à la demi-longueur d’onde entre deux vagues, interagissent avec le fond et se réfractent pour devenir presque parallèles aux isobathes et atteindre la côte presque perpendiculairement. Quand les vagues déferlent, elles exercent une action importante de pression et de succion lors de leur retrait, par apport d’éléments solides sur le rivage. Ainsi, à l’avant des caps, les vagues sont freinées, se réfractent et convergent vers celui-ci ; en revanche, à l’entrée des baies, les vagues sont moins vigoureusement freinées et divergent.

Terrasses marines de la Péninsule de Mejillones (23ºS): implications sismotectoniques pour la côte nord du Chili

Une analyse morphostructurale a été utilisée pour étudier les plate-formes d’abrasion marine formées par les changements du niveau de la mer induits par les oscillations glaciaire-interglaciaires sur une côte tectoniquement active. L’estimation de l’altitude et la corrélation des anciennes lignes de côte sont facilitées par l’utilisation d’une topographie détaillée. Une série de coupes topographiques réalisées avec un GPS différentiel en mode cinématique furent utilisées pour l’étude de séquences de terrasses marines et de cordons littoraux de la partie nord de la Péninsule de Mejillones.

Les terrasses marines ont été aplanies principalement sur le Morro Mejillones, les limites de terrasses (escarpement marin) se situant depuis le niveau de la mer actuel jusqu’à 580 m d’altitude. Les terrasses les plus hautes auraient été découpées durant le Pliocène supérieur (ca 3,3 Ma), alors que les terrasses inférieures à 446 m d’altitude l’auraient été principalement durant le Pléistocène moyen à supérieur. Dans la Pampa de Mejillones, les dépôts littoraux du Pléistocène moyen atteignent 270 m d’altitude. Dans la pampa, on a reconnu jusqu’à six séquences de cordons littoraux, dans certains cas limités par des escarpements marins. Les lignes de côte du pléistocène supérieur sont affectées par des fentes de tension et des failles normales qui ont fonctionné durant les dernières centaines de milliers d’années, en produisant un système morphostructural de type horst et hémigraben qui caractérise la partie nord de la péninsule.

Les taux de soulèvement du Morro de Mejillones (horst) varient entre 0,5 et 0,7 m/ka pendant le dernier demi million d’années, alors que dans la Pampa de Mejillones les taux de soulèvement varient entre 0,2 et 0,5 m/ka pour la même période de temps. La faille de Mejillones, qui sépare le morro de la pampa, est responsable de ce soulèvement différentiel ; il aurait une vitesse verticale de 0,2 à 0,3 m/ka pendant le dernier demi million d’années. Le soulèvement et la déformation cassante se produisent simultanément au cours de la déformation continentale qui accompagne un grand séisme de subduction. Les structures de la Péninsule de Mejillones sont considérées comme potentiellement actives durant la période co-sismique.