GEOMORPHOLOGIE DYNAMIQUE

INTRODUCTION Le but de ce cours est d’apporter des clés d’interprétation des paysages au travers de la Géomorphologie et de la Géologie. Il met en exergue les relations fondamentales entre le climat et les formes du relief terrestre. Dans toutes les zones de cette planète, on peut identifier des formes de relief dont la mise en place provient de différents mécanismes naturels dont ceux liés au climat. Ce cours se veut avant tout être une initiation à l’étude de certaines familles de relief et une introduction à la science qui les étudie : la géomorphologie, ici approchée dans sa dimension dynamique, mais également d’y replacer l’homme dans son contexte naturel. Au fil du temps, il est devenu une composante de plus en plus efficace dans ces dynamiques morphoclimatiques en favorisant certains processus et en déstabilisant des équilibres naturels pluri millénaires ; Ce cours mettra donc l’accent sur plusieurs approches : - l’aspect dynamique est fondamental : l’étude des processus dominants dans l’établissement des grandes formes de relief permet de mettre l’accent sur quelques mécanismes fondamentaux où sont mis en exergue les principaux agents naturels : l’eau, l’action du froid par le gel, l’action du chaud, du vent …

- l’aspect systémique est important : en effet, dans la nature, aucun mécanisme n’agit de façon isolée, mais plutôt en combinaison, en interaction les uns avec les autres. Les formes de relief découlent directement de cette interaction dynamique ;

- les grands domaines morphoclimatiques : certaines familles de formes ne se rencontrent qu’à certaines latitudes ou altitudes et sont issues directement de certains mécanismes privilégiés. Deux exemples peuvent être étudiés en priorité pour illustrer cette spécificité liée au déterminisme naturel : les domaines morphoclimatiques glaciaires et périglaciaires et les domaines arides chauds.

Chapitre 1 : Paysages littorauxC’est le travail de la mer qui façonne le paysage. La remonté du niveau marin est la conséquence de la fonte glacière et de la dilatation thermique des océans réchauffement (théorie du glaçon).Le bilan = résultat de deux actions opposées, si elles sont de même intensité elles s’annulent, sinon un bilan soit positif, soit négatif. Bassin d’Arcachon bilan négatif car perte de sable la mer avance (photo diapo).L’avancement de la mer vers les zones de végétation devient un problème qui prend de l’ampleur.On divise les espaces littoraux en 2 domaines :

- les côtes de submersion (l’eau submerge le continent, rentre dans le continent) - les côtes d’émersion (celles qui se soulèvent, le continent qui ressort de l’eau)75% des zones littorales sont en contexte de submersion. I - Morphologie des estransA) Estrans sableux de graviers et de galetsEstran : correspond à la zone de l’ensemble de la plage plage sous-marine (celle qui se passe dans l’eau) et plage proprement dite (celle qui se passe hors de l’eau). La plage fonctionne par une rampe pré-littorale (= lien entre la partie aérienne de la plage et celle sous-marine).

Plateau continental = 10 m de profondeur (chercher détails) .Le sable amené provient du plateau continental. Il n’a pas toujours était sous l’eau. ZONATION D’UNE CÔTE SABLEUSELes vagues sont le moteur de l’érosion littorale. L’action de la houle est importante car elle mobilise de l’énergie pour amener le sable. Cette houle est maximale dans 2 situations :

- présence de marées (marnages), 2 à 3m en Aquitaine, 6 à 7m au Mont Saint-Michel + vents - lors des grandes tempêtes, l’essentiel de l’érosion se forme l’eau pénètre plus profondément contre les terre, et tape le sable.L’espace soumis à l’alternance des marées représente l’essentiel de l’érosion du littoral.La granulométrie des éléments = taille des grains que l’on trouve dans ces estrans. On y trouve des argiles, du limon, des sables, des graviers, des galets. Plus on s’éloigne de la montagne est plus la granulométrie diminue. La taille des éléments qui se déplacent est proportionnelle à la force utilisée pour les déplacer.Origine possible de ces matériaux : un héritage, matériaux provenant de périodes climatiques plus anciennes.MORPHOLOGIE D’UNE CÔTE SABLEUSE ET A CORDONS DE GALETSProfil de la plage : il permet de mettre en place différents types d’espaces sur la plage. ZONATION DES SECTEURS DE LA PLAGE

Les courants-marins peuvent se classer en 2 catégories :- les courants océaniques

- les courants marins côtiers rôle important dans les littoraux sableux dérive littorale : courant du N vers le S qui en Aquitaine, est parallèle à la plage. Elle joue un rôle important dans la dynamique globale du littoral, c’est elle qui exporte une grande partie des sables. L’étude des profils doit être fait à plusieurs saisons, notamment parce-que ce profil est susceptible de se modifier dans l’année.

PROFIL SCHEMATIQUE DE LA PLAGE SOUS MARINE

Dunes hydrauliques = dunes formées non sous l'action du vent, mais par celle du courant marin, sous la mer.Baïnes = petites cuvettes qui se remplissent d’eau à marée haute et qui se vidange a marée basse 2 fois par jour.Berme = détermine le contact avec le haut de la plageB) Les marais salés intertidauxCe sont des zones relativement plates. Intertidale = compris entre les 2 marées (haute et basse). Les espaces au-delà sont les espaces supratidaux (eux ne sont jamais concernés par les marées), et les espaces infratidaux (en-dessous de la mer).Cette marée organise l’agencement de ces espaces. La zonation reprend 3 types d’espaces :

- espace recouvert par la marée = la slikke- espace très peu recouvert par la marée, recouvert très

rarement par les marées hautes, marées de haut coefficient = le schorre- espace où la marée n’y

pénètre que de façon exceptionnelle = les prés salésSLIKKE, SCHORRE ET PRES SALES DANS LA BAIE DU MONT SAINT MICHEL

1) la slikkeZone recouverte à chaque marée haute, et qui sont hors de l’eau à marée basse. Le fait qu’elle soit recouverte fréquemment empêche la végétation supérieure de se développer. Les algues peuvent coloniser ces espaces. En général ce sont des espaces relativement plat, encadré par les chenaux de marée amène l’eau et la retire. On parle également de vasière pour ces espaces, parcourue par un ensemble de chenaux ramifiés, c’est-à-dire structurés des plus gros vers les plus petits (estey pour le bassin d’Arcachon). L’homme en a modifié le fonctionnement et il a protégé les espaces qui n’était pas souvent recouvert la marée protéger les zones de schorres et de prés salés.

2) les marais maritime : schorre et prés salés L’extension de ces zones dépend de 2 facteurs importants : l’intensité des marées et la pente de l’estran. Ces secteurs ont très peu d’expansion mais ont un très grand développement sur toute la côte Atlantique. En contact avec les estuaires ces espaces ont un développement important. Dans ces estuaires on a une forte production d’éléments fins (argiles, vases,…) qui vont venir colmater certains secteurs et augmenter la surface de ces marais maritimes. On va trouver ces secteurs aussi en contact avec les grands fleuves, avec une grande extension aux abords des grands fleuves de la plante (l’Amazone et l’Orénoque). Cette dynamique de comblements fini par protéger des espaces où l’eau ne pénètre que très peu zone de schorre et de prés salés. Dans ces deux zones la végétation y est beaucoup plus développée parce-que l’eau de mer n’y pénètre que très rarement (on appelle ces secteurs des herbus au niveau du Mont Saint-Michel).

En zone tropicale on trouve la mangrove qui va présenter une zonation équivalente partant des milieux les plus salés vers les milieux d’eau douce. C’est notamment une zone où on va trouver une végétation particulière : les palétuviers arbres de grande taille ayant un encrage racinaires très important supportant la submersion par l’eau. LES DIFFERENTS SECTEURS D’UNE MANGROVEII – Cordons et dunes littoralesAction des vagues = cordons - action des vents = dunes littorales accumulation de matériaux dans des secteurs hors de l’eau et qui traduisent les actions de sédimentation.A) Les cordons littorauxIls traduisent toujours un apport en sédiments importants : sables, graviers, des galets. Souvent ils réunissent 2 îles entre elles (Saint Pierre et Miquelon) ou une île à un continent (Tombolo). L’ensemble de ces cordons se mettent en place grâce à l’action des courants marins. Parfois à l’arrière de ces cordons peuvent se développer des zones de marais ou de lagunes. On retrouve ces zones d’accumulation de cordons dans les zones froides car il y a des courants marins tout à fait considérables. Autre exemple d’accumulation les lidos = accumulation de sable qui se forme à l’avant avec le mouvement des vases. B) Les dunes littorales

1) L’édification des dunesL’origine du sable provient du haut de la plage. Ce sable vient s’édifier à l’arrière de cette plage en formant ainsi des cordons dunaires. Cette dynamique ne peut se mettre en place qu’avec du vent ( élément moteur) qui soit souffler de façon constante et relativement intense.Ces dunes accompagnent les variations du niveau marin et à plusieurs reprises sur les côtes Aquitaine et ailleurs, ces variations ont généré des cordons dunaires (lignes de dunes). Les anciens réalimentant les nouveaux. L’important stock sableux disponible en Aquitaine a permis la mise en place de cordons dunaires relativement larges organisés autour de 2 types de dunes : dunes barkhanoïdes et dunes paraboliques. 2) Les champs de dunesIls se forment lorsque le matériau sableux est suffisant et s s’organisent en cordon parallèle successifs. Ils vont venir modifier l’hydrographie de leur secteur. LES SYSTEMES DUNAIRES AQUITAINLA DUNE AQUITAINE ET SES COMPOSANTES

On va trouver 2 formes principales d’érosion :- le caoudeyre :- plaque de déflation :La mobilité des formes sous l’action du vent mais aussi en rapport avec la végétation. Plus le système est végétalisé plus il est stable potentiellement.III – Les embouchuresLes cours d’eau fournissent à la mer des sédiments qui pour partie viennent s’accumuler dans ces embouchures. Ce sont des matériaux fins à très fins car les cours d’eau n’ont pas une grande capacité de transport et pour l’essentiel ce sont des particules assez fines (argiles), si le cours d’eau à une plus grande capacité ce sont des limons. Dans ces embouchures on va trouver 2 objets importants :

- les estuaires = pénétration des terres dans la mer- les deltas = constructions sur la mer

A) Les estuairesCe sont des espaces d’interface entre les eaux marines d’une part et les eaux continentales d’autre part. Donc ce sont des interfaces intéressantes sur le plan dynamique parce-qu’ elles vont fonctionner de façon différente par rapport à la marée et aux arrivées d’eaux continentales. Le mélange de ces deux eaux va amplifier, favoriser la dynamique des dépôts.Une des caractéristiques de ces estuaires est la présence de vase en grande quantité. Elles vont au fil du temps constituer le bouchon vaseux. Ce bouchon vaseux bouge en fonction des flux d’eau et de la marée. Tous les estuaires présentent plus au moins un bouchon vaseux. A la base ce sont des milieux de grande biodiversité car ils abritent ou abritaient une profusion de formes de vie à la base de chaine alimentaire rôle écologique fondamental. Ce sont des milieux où la dynamique est très rapide ce qui complique considérablement la navigation. A chaque marée se met en place des bancs de sable, notamment à marée montante (le flot = courant amené par la marée montante) ainsi que des dunes hydrauliques à marée montante et descendant.Un certain nombre de ces espaces sont aménagés par l’Homme. On y recreuse des chenaux de navigation, on met en place un certain nombre de protections. Mais parfois mise en place d’un banc d’arguin qui se met dans place dans les chenaux. Des profondeurs faibles et mobiles. Les zones d’estuaires sont des zones basses. Si l’arrivée d’eau douce en grande quantité coïncide avec la montée de la marée pendant une période, les eaux ne peuvent pas s’évacuer niveau d’eau de l’estuaire qui monte, puis au bout d’un certain temps inondation (conjonction de phénomènes = conjonction de la marée + arrivée d’eau douce + parfois tempête).B) Les deltasC’est aussi une interface entre eau marine et eau continentale mais là une dynamique un peu différente. La construction deltaïque amène une avancée du littoral sur la mer. Il faut que la quantité de matériau amené soit supérieure à la quantité qui part par l’érosion. On ne va pas retrouver des deltas partout. On les retrouve aux débouchés des grands fleuves de la planète. Les deltas peuvent se mettre en place dans des zones où l’érosion est importante (tant que le bilan reste excédentaire). Souvent on retrouve les plus beaux deltas dans les mers intérieures (fermées ou semi-fermées). Tous les deltas de la planète sont récents en terme géologique parce-que le niveau marin ne fait que fluctuer en permanence. FORMATIONS SEDIMENTAIRES CONTINENTALES ET MARINE DANS LE DELTA DU RHONE

Deux choses importantes se passent dans l’évolution des deltas au niveau planétaire :- remontée du niveau marin à un rythme assez soutenu

- diminution très forte de la fourniture en matériau liée à l’implantation et à la multiplication des grands barrages hydro-électriques (36 000 dans le monde gros barrages aucun cours d’eau n’est épargné). Ces barrages vont retenir les plus gros matériaux, d’où impossibilité de construire un delta.

CHAPITRE 1 : LES PAYSAGES LITTORAUX IV) LES PLAINES ET DEPRESSIONS SUBLITTORALES Entre les cordons littoraux et la ligne de rivage atteinte primitivement par la transgression flandrienne s'étendent des plans d'eau peu profonds et des marais plus ou moins saumâtres, qui se comblent, peu à peu, en raison d'apports sédimentaires venus de la mer et du continent, ou de l'accumulation de matière organique. Dans les régions arides tropicales, ces étendues soumises à une évaporation intense sont occupées par des sédiments algo-laminés et des évaporites. On rencontre aussi, sur les littoraux de submersion, des étangs salés correspondant à l'envahissement de dépressions sublittorales d'origine tectonique. Ces plans d'eau ne communiquent parfois avec la mer que par un canal entaillé dans une barre rocheuse : Étang de Berre. Les échanges avec la mer sont, par contre, importants dans le cas des barrières coralliennes. Les zones conquises sur la mer par les entreprises humaines constituent des milieux particuliers, perpétuellement menacés d'inondation : polders néerlandais. A) LAGUNES, BASSINS ET ETANGS Les lagunes occupent des dépressions s'allongeant parallèlement au versant continental, à l'abri d'un cordon de sable ou de galets généralement percé d'ouvertures assurant les communications avec la mer et permettant aux eaux continentales de s'écouler. Le dépôt de sédiments fins, d'origines marine et continentale, réduit peu à peu la profondeur de ces plans d'eau. Leur surface tend également à diminuer en fonction du recul des cordons littoraux. A l’inverse, dans les régions soumises à un soulèvement glacio-isostatique, les lagunes et étangs littoraux finissent par se vider et s'assécher. Les lagunes sont d'autant plus larges que la plate-forme continentale est étendue et en pente faible (côte orientale des États-Unis, golfe du Mexique, côte sud du Brésil, littoral occidental de la Libye). Lorsque la pente s'accélère, elles se réduisent souvent à des plans d'eau étroits et discontinus. Dans les mers sans marée, en l'absence d'exutoire fluvial important, on observe habituellement des lagunes fermées, comme les étangs de la côte languedocienne où quelques graus permettent aux eaux continentales de gagner la mer. Par contre, sur les littoraux soumis aux courants de marée, ceux-ci entretiennent souvent de larges passes permettant une vidange biquotidienne de la dépression : bassin d'Arcachon. Des plans d'eau presque fermés protégés par des flèches littorales et utilisés comme abri par les marins sont aussi appelés anses et parfois mers (anse de Kernic, Mer Blanche, Mer de Gâvres, en Bretagne). On observe donc de nombreux types de lagunes et d'étangs littoraux dont les fonds sédimentaires évoluent en fonction des apports continentaux et marins. La présence d'ouverture, ou leur absence dans les cordons, est essentielle car elle conditionne les modalités de la sédimentation sur les fonds lagunaires. Les lagunes ouvertes reçoivent plus de sable d'origine marine, et le courant de flot y édifie des bancs émergeant parfois à marée haute : banc de flot de l'Île aux Oiseaux dans le Bassin d'Arcachon. Les passes sont d'autant plus larges et profondes que le courant est fort et que l'amplitude de la marée est importante. Les passes correspondant à la présence d'un courant fluvial peuvent se fermer temporairement lorsque le débit du cours d'eau faiblit en raison de cycles climatiques ou de détournements accidentels ou d'origine anthropique. Il arrive également que des passes nouvelles se créent à l'occasion d'une tempête ou du passage d'un hurricane (côte atlantique des États-Unis), par suite d'un afflux d'eau de mer et de sédiments marins dans la lagune. Lorsque la tempête s'apaise, le débit des rivières qui s'y jettent, gonflé par des précipitations abondantes, contribue encore à élever le niveau des eaux. On assiste alors à des déversements sur le cordon qui finit par se rompre, comme devant l'étang de Trunvel, en baie d'Audierne dans le Finistère, en 1989. Les chenaux de fond des lagunes ouvertes sont entretenus par les courants de marée et également par les écoulements fluviatiles, en particulier lorsqu'un delta se forme à leur débouché dans le plan d'eau : delta de l'Eyre au sud-est du bassin d'Arcachon. Dans les

lagunes fermées, lorsque la sédimentation est importante, les anciens chenaux fluviatiles tendent peu à peu à s'effacer. Les dépressions sublittorales peu profondes qui ne sont plus soumises aux mouvements de la marée et dont les fonds sont envahis par une végétation hydrophile, sont qualifiées de marais littoraux. Lorsque le cordon protecteur recule, les tourbes occupant le fond du marais affleurent sur les estrans jusqu'au niveau des basses mers, et constituent des bancs noirâtres d'où émergent parfois des troncs d'arbres. Les plantes occupant les rivages des étangs limitent leur érosion par des vagues, lorsque le vent souffle sur les grands plans d'eau. Les prairies sous-marines de phanérogames freinent aussi les courants et piègent les particules entrant dans les lagunes. La pénétration de l'eau salée favorise également la floculation et le dépôt des sédiments en suspension fournis par les cours d'eau, ainsi que le développement d'une flore algaire importante et la constitution de sédiments algo-laminés. Les matériaux entrant dans les lagunes n'en sortent qu'exceptionnellement, lorsqu'ils sont fixés par la végétation, aussi, quand le niveau de la mer se stabilise, leur profondeur diminue et leur surface se réduit. Le destin des lagunes est alors de disparaître par colmatage pour faire place à une plaine littorale marécageuse. La transgression marine contemporaine, en multipliant les brèches dans les cordons, favorise la sédimentation marine dans les lagunes et pourrait les mettre en péril sur les rivages les plus exposés. Elles laisseraient alors place à des baies peu profondes. B) LES SEBKHAS LITTORALES Dans les régions sèches, en raison de l'évaporation et de l'absence de cours d'eau pérennes, le niveau de l'eau dans les lagunes se situe le plus souvent au-dessous de celui de la mer. Les sables entrant dans ces dépressions proviennent des oueds, ou sont fournis par les vagues de débordement et le vent. La température élevée, la salinité et un pH alcalin favorisent la production carbonatée sur les rivages voisins et la constitution de sables oolithiques (Côte des Émirats-Arabes-Unis : Trucial Coast). Des conditions hyper-salines se développent dans les lagunes fermées où, en période de basses eaux, les sédiments sont soumis à une forte évaporation (côte sud de l'Australie). Dans les contrées très arides, à côté des croûtes salées se développent parfois des mangroves basses et une végétation de marais maritime à Salicornia europea et Halocnemum strobilaceum. Des tapis d'algues indurés par de l'aragonite se forment dans les sebkhas du Golfe Persique, du golfe de Gabès, de Basse Californie, du Texas. À proximité des cordons séparant ces zones de la mer, des stromatolithes se constituent à côté de peuplements d'Avicennia marina. Les sédiments des zones supratidales sont fins et incrustés par des précipitations de gypse, d'anhydrite, d'aragonite, de calcite magnésienne et d'halite (Purser et Evans, 1973). À Abou Dhabi, les sebkhas ne sont envahies par la mer que lors des tempêtes. C) LES LAGONS Les lagons sont associés aux mers chaudes, isolés par des récifs coralliens ; ils constituent des plans d'eau relativement calmes où, selon les cas, la sédimentation est plus ou moins organogène ou terrigène. Sur les côtes abritées par une barrière corallienne, la partie interne du lagon est une zone de dépôts terrigènes constituant une plaine alluviale. Dans les atolls, les dépôts sont essentiellement organogènes. Ces secteurs présentent une pente interne. L'aspect de la pente interne dépend de son orientation par rapport au vent : partie sous le vent abritée, et partie exposée aux vagues se formant dans le lagon. La topographie sous-marine de ces lagons est parfois plane et tapissée de sable calcaire. Mais le plus souvent, les fonds sableux sont hérissés des pâtés coralliens et des pinacles de corail vivant qui peuvent affleurer : environ 2300 dans le lagon d'Eniwetoc (îles Marshall). Il existe une zonation très précise des coraux en fonction des conditions hydrodynamiques, de la profondeur et de la température des eaux. À Canton, dans l'archipel des îles Phoenix, le lagon (50 km2 et 6 m de profondeur moyenne) a une morphologie cloisonnée dans sa partie centrale. Les cloisons des cellules sont formées essentiellement de corail très branchu en surface. On en voit aussi à Hao, aux Tuamotus, ainsi qu'à Mataiva.

Les sédiments des lagons sont constitués de débris de coraux et d'algues calcaires arrachés au récif corallien par les tempêtes. Dans le cas des lagons annulaires peu profonds de la Grande Barrière du Queensland, en arrière des crêtes sableuses couronnant le récif exposé à la houle, on observe un marais à mangrove colonisant des fonds à boue calcaire. Dans les mares, les algues (cyanophycées et chlorophycées) permettent le développement de stromatolites. La mangrove réussit parfois à occuper la plus grande partie du Lagon : Enn Island et Low Isle (Queensland).

D) LES POLDERS Le domaine littoral englobe souvent des terres situées au-dessous du niveau des hautes mers, autrefois occupées par la mer ou des eaux plus ou moins saumâtres, avant qu'elles ne soient mises hors d'eau à la suite de travaux d'endiguement et de drainage. En France, la conquête des marais littoraux commença entre le XIe et le XIIIe siècle, mais il y a déjà vingt-cinq siècles, les Etrusques parvenaient à drainer des marais sur les côtes italiennes et, à partir du VIIe siècle, les Flamands commençaient à construire des digues sur les rives de la Mer du Nord et les berges des fleuves s'y écoulant (bouches de l'Escaut et de la Meuse). Les techniques des ingénieurs néerlandais furent par la suite largement diffusées en Europe pour étendre vers la mer la superficie des terres agricoles, en Baltique, au Danemark, en Frise, en Angleterre et dans le Golfe de Gascogne. En Extrême Orient, au Japon, des travaux d'endiguement et de drainage ont commencé dans la baie d'Ariake au XVIe siècle. Actuellement, une grande partie des schorres est endiguée, et en Corée comme en Chine, la conquête d'espaces sur la mer est également très active. L'occupation des zones humides littorales a eu aussi pour origine l'exploitation du sel. Des prises sont également réservées à des activités aquacoles. On constate bien souvent le remblaiement de polders pour l'extension des zones industrielles et des villes. L'intervention humaine est particulièrement spectaculaire aux Pays-Bas, ainsi qu'en bordure de la Mer des Pertuis, entre la Loire et la Gironde, où les exploitations salicoles compartimentées appartenant à des générations successives, ainsi que les marais plats conquis au cours des XVIIIe et XIXe siècles, ont créé un paysage particulier. La modernisation de l'agriculture a eu bien souvent pour conséquence le nivellement des salines abandonnées, dont une partie a cependant été recyclée par les ostréiculteurs : claires du marais de la Seudre. Dans les polders agricoles, le réseau des chenaux qui sillonnaient les schorres a été effacé, et les anciens chenaux de marée aboutissant aux écluses ont été régularisés. Dans le cas de prises étalées dans le temps, comme dans le marais poitevin, les digues séparent des polders dont le niveau est moins élevé sur leur face interne, en raison de la compaction des dépôts (Verger, 1968). Dans le marais de Dol, au sud de la baie du Mont Saint-Michel, la dénivellation entre le marais noir tourbeux et le marais blanc, au sud de prises du XIX' siècle, est de l'ordre de 4 m. Ce phénomène s'observe aussi en Hollande où les polders les plus anciens sont également souvent déprimés. Le relief des polders montre aussi des mouvements de terrain correspondant à d'anciens cordons littoraux (sillons du marais blanc dans la baie du Mont-Saint-Michel) et flèches du marais de Brouage et de la baie d'Yves. On note aussi des buttes coquillières comme celles du marais poitevin dont le sommet dominait de 4 à 6 m le niveau du marais. Ces amas d'huîtres édifiés au XIe siècle ne résultent pas de l'action de tempêtes qui ont pu dévaster le littoral français au début du premier millénaire, mais sont en relation avec l'écaillage d'énormes quantités de bivalves par les moines de Saint-Michel en l'Herm : 200 000 à 600 000 m3.

E) LES COTES DE CALCAIRES CONSTRUITS Certains animaux et végétaux (Coelentérés, Bryozoaires, Algues) édifient des récifs de calcaires construits qui s'opposent aux accumulations de tests d'animaux morts que l'on

rencontre sur les littoraux détritiques. Les récifs coralliens ne se développent que dans des conditions étroitement limitées : - la température de l'eau doit être toujours supérieure à 18°C, - la lumière est nécessaire en raison de la symbiose constante des organismes coralliens avec des algues vertes unicellulaires (Zooxanthelles), ce qui limite la profondeur où ils se développent, - les eaux doivent être agitées, limpides et bien oxygénées, - la salinité pour la majorité des espèces ne doit pas descendre au-dessous de 2,7 %.

Les apports d'eau douce et/ou turbide interrompent donc les récifs coralliens en face des estuaires. Les coraux se fixent sur un substrat dur, mais dans les lagons calmes, ils se développent parfois sur des fonds meubles. Les principales formes de rivages coralliens sont les récifs frangeants, les récifs barrières et les atolls.

Figure 20 : zonation des différents secteurs d’un récif à Madagascar.

Figure 21 : Morphologie d’un récif corallien : atoll des Tuamotu. - Les récifs frangeants bordent la côte de très près. Le plus souvent, ils en sont séparés par une légère dépression parallèle au tracé du rivage (chenal d'embarcation). La présence de ce chenal est attribuée à des apports de particules fines par le ruissellement, après les pluies. Les eaux turbides entravent alors la croissance du corail, contrairement aux littoraux des régions désertiques, où le récif frangeant jouxte directement le rivage. À haute mer la totalité de la plate-forme corallienne est immergée et les vagues océaniques atteignent le rivage. À basse

mer le chenal d'embarquement devient un lagon et la houle se brise sur la partie externe du récif. Un récif frangeant intermittent s'étend sur le littoral du Queensland, au nord de Cairns, et plusieurs îles hautes, en avant de cette côte, possèdent également des récifs frangeants.

- Les récifs barrières se situent de quelques centaines de mètres, à plusieurs kilomètres au large. Ils sont coupés de passes et leur face externe est très dentelée. La Grande Barrière d'Australie constitue un édifice remarquable émergeant entre 50 et 150 km du littoral, au nord-est de la grande île, et s'étirant sur plus de 1 600 km au sud du détroit de Torres. La Nouvelle-Calédonie et l'île de Mayotte sont ceinturées de récifs coralliens, mais ceux-ci ne sont pas continus autour des îles françaises de la mer des Antilles. Il convient aussi de signaler qu'un récif barrière peut se rapprocher localement de la côte et passer alors à un récif frangeant (côte sud-ouest de Madagascar près de Tuléar).

- Les atolls sont des îles coralliennes se disposant en forme d'anneau enserrant un lagon peu profond, sans île centrale. On parle aussi de «presqu'atoll » lorsqu'il existe dans un lagon étendu délimité par un récif de forme annulaire, une ou plusieurs îles non coralliennes (Truck dans les îles Carolines). Les dimensions des atolls vont de quelques centaines de mètres à plusieurs dizaines de kilomètres. Leur couronne émergée est rarement complète et leur largeur est toujours faible : de quelques dizaines à quelques centaines de mètres. Elle est habituellement tronçonnée par des passes, préférentiellement situées du côté sous le vent. L'altitude des îles est faible (2 à 3 m) et elles sont toujours précédées par un large platier de plusieurs centaines de mètres de large émergeant à marée basse, jusqu'à un abrupt où l'activité corallienne est intense. Le rebord de cette pente forme, sur le versant au vent, une crête bien marquée occupée par les Lithothamniées qui acceptent le déferlement constant des vagues.

On connaît aussi de petits récifs coralliens de forme annulaire, à lagon peu profond, dont la taille ne dépasse pas quelques centaines de mètres. Ce sont les faro qui se succèdent de façon à constituer un récif barrière ou un grand atoll : atoll Male du Nord, Maldives, dans l'océan Indien. Il y a également des micro-atolls intertidaux de 1 à 6 m de diamètre présentant un rempart de corail vivant implantés vers le niveau inférieur des mortes eaux et se tenant au-dessus du niveau général du platier récifal. La vitesse de croissance du corail peut aller jusqu'à 100 à 300 mm par an pour les espèces branchues et de 5 à 30 mm pour les espèces massives. Du fait de l'érosion et des phases de dégénérescence des madrépores, la vitesse de croissance d'un récif est beaucoup moins rapide : généralement inférieure à 5 ou 10 mm par an dans les meilleures conditions. Actuellement, ces vitesses sont suffisantes pour compenser l'élévation du niveau marin en raison de l'effet de serre, les platiers coralliens étant recolonisés par les coraux au fur et à mesure de leur submersion par la mer. Il y aura alors seulement balayage par les vagues qui repousseront vers le lagon les accumulations sédimentaires. Les petites îles coralliennes risquent alors de disparaître, tandis que pour les motus de grande taille une énergie plus forte des vagues pourrait leur fournir de nouveaux apports détritiques et augmenter dans un premier temps leur surface (Pirazzoli, 1993).

CHAPITRE 2 : LES GRANDS MECANISMES FONDAMENTAUX Dans ce premier chapitre l’accent est mis sur les grands mécanismes qui opèrent dans la nature pour façonner les grands reliefs. I) LES PROCESSUS MECANIQUES

Il existe des phénomènes dont le processus est essentiellement mécanique. Leur action vise à « fatiguer » la roche en quelque sorte et ils concourent directement dans la mise en place des formes de relief. 1°) La thermoclastie

Comme son nom l’indique, ce phénomène est lié au chaud et implique des températures importantes : - plus exactement, il est lié aux changements et aux contrastes de température à l’intérieur des roches. Ces derniers ont particulièrement marqué dans les déserts chauds avec des contrastes qui peuvent atteindre plusieurs dizaines de degré entre le jour et la nuit. On retrouve également la même situation dans certains déserts continentaux à été chaud. En général, ce phénomène intervient dans des ambiances climatiques relativement sèches ;

- ces contrastes génèrent alors une « fatigue » mécanique de la roche qui libère alors des éclats (ou clastes) de taille variable, fonction de l’intensité des phénomènes et de la nature de la roche ; ces éclats se forment le long de fissures qui apparaissent et qui traduisent un premier état de contraintes mécaniques. Puis si le phénomène continue ou s’intensifie, la roche libère alors des clastes ; - ce phénomène va particulièrement concerner les roches grenues et métamorphiques, c’est-à-dire dont la structure cristalline est assez fine (granite, gneiss, par exemple) ;

- par rapport au froid, la thermoclastie ne libère que peu de débris et ce sont des matériaux fins qui sont libérés. C’est pour cela que le terme de clastes doit plutôt être réservé pour l’action du froid.

2°) La cryoclastie et la cryoturbation Ce mécanisme est lié au froid et à la différence de la thermoclastie, le paramètre température n’est pas seul à intervenir. L’humidité joue en effet un rôle important dans la production d’éclats.

Poteau télégraphique donnant l’échelle Exemple de cône d’éboulis en ambiance périglaciaire sèche des Andes, secteur de l’Aconcagua, Argentine ; ici, la structure en cône est soulignée par la couleur noirâtre de la roche a) la cryoclastie

- en effet, la présence d’eau combinée au gel explique la cryoclastie. Le fonctionnement est simple : l’eau augmente de volume quand elle gèle et exerce de ce fait une contrainte très importante dans la roche. Il s’exerce alors une augmentation de pression qui finit par élargir les fissures et autres joints de stratification présents dans les roches. Les débris apparaissent vite en fonction de ces deux lignes de fracturation ;

- l’apparition dans les zones froides d’alternance journalière de gel/dégel intensifie ce phénomène de cryoclastie. En effet, il est fréquent que le gel intervienne de façon nocturne alors que le jour, les températures peuvent redevenir positives. Il se crée alors un cycle de pression/détente calé sur le cycle gel/dégel : le gel crée une pression interne très forte dans la roche la nuit et le jour, le réchauffement fait fondre le gel et la détente apparaît. Ce cycle permet alors la libération des clastes en très grand nombre, fonction là aussi de la nature de la roche ;

- les clastes obtenus par l’action du froid sont appelés gélifracts. Plusieurs phénomènes interviennent également :

o Structure cristalline de la roche, o fracturation, o stratification, o porosité, o imbibition par l’eau

Ce sont les principaux facteurs qui vont influencer la production de clastes, en nombre et en taille ;

- on retrouve de façon très nette les effets de la gélifraction et du froid sur le terrain : les éclats de roche s’organisent en dépôts, en éboulis pouvant prendre plusieurs formes : cônes, tapis, etc. Leur intérêt est grand pour le Géomorphologue : actuellement en montagne ou dans les régions froides, il s’agit de dépôts actifs qui permettent de mieux comprendre les mécanismes de formation de ces derniers. Dans certaines régions, ils sont plus inattendus et témoignent d’héritages morphoclimatiques de périodes climatiques passées et plus froides que la période actuelle : c’est le cas notamment du Périgord où ces dépôts de gélifracts sont particulièrement bien conservés et que l’on appelle des grèzes (ou castines en Périgord). Ces héritages permettent bien sûr de mieux comprendre les climats du passé.

b) La cryoturbation

Ce mécanisme affecte les formations superficielles et les sols des régions froides. Il se traduit par un déplacement de matières réalisé sous l’effet du cycle gel/dégel. Il est lié directement à la présence de l’eau dans les sols et à l’augmentation de volume liée au gel dans les formations meubles : - ce mécanisme affecte donc la couche supérieure des formations meubles. Dans les zones froides, cette couche subit les variations saisonnières de température : en hiver il s’agit d’un gélisol et cette couche est gelée. En été, il s’agit d’un mollisol gorgé d’eau liée à la fonte de la glace ; là, on peut mesurer également l’action directe du climat dans la formation de ce type de phénomène. Cette couche supérieure affectée par la fusion repose sur un niveau plus profond qui reste gelé en permanence et que l’on nomme pergélisol. Ce dernier est souvent là aussi un héritage des dernières périodes glaciaires qui ont affecté principalement l’hémisphère nord tout au long du Quaternaire ;

- cela se traduit dans les sols par une modification de la structure interne des sols : en général, ces derniers sont formés de niveaux ou horizons disposés horizontalement en couches successives. L’action de la cryoturbation déforme ces couches et apparaissent alors des formes de circonvolutions, des plications au sein de ces différents niveaux de sols. Ces formes sont très typiques et très reconnaissables sur le terrain ;

Sol de gypse et de halite (sels) dans la vallée de la Mort (Etats-Unis) ; on peut deviner au premier plan les aiguilles de sels 3°) L’haloclastie

On retrouve dans ce terme une autre racine grecque : halo qui signifie sel. Ici, le processus dominant est lié à la formation de cristaux de sels, qui à l’image de ceux formés par la glace, ont une force d’expansion considérable. Leur action au sein des roches provoque la formation d’éclats : - là aussi, la présence de l’eau joue un rôle important : le passage d’un état hydraté à un état anhydre (sans eau) provoque des changements à

l’intérieur de la roche. Ces derniers libèrent souvent des petites particules pouvant aller jusqu’à des écailles ;

- deux domaines morphologiques sont cernés principalement par ce phénomène :

o les régions littorales où les embruns peuvent amener des quantités de sels non négligeables ; o les régions désertiques où ces sels peuvent être conservés pendant de longues périodes et remobilisés par les précipitations ;

Il est signaler que le phénomène de « salpêtre » présent dans certaines maisons de nos latitudes se rapprochent de ce phénomène et provoquent la désagrégation granulaire des roches. Il s’agit ici non de sels de sodium, mais de nitrates de calcium ou de potassium. 4°) L’hydroclastie De nombreuses roches ont la capacité de changer de formes et notamment de gonfler lorsque l’eau pénètre au sein de leur structure. C’est notamment le cas des roches sédimentaires et surtout cela concerne les argiles et les marnes. - On parle d’argiles gonflantes pour certaines argiles capables d’absorber plusieurs fois leur propre volume en eau. L’exemple de la montmorillonite mérite d’être cité : elle est capable de contenir jusqu’à 6 fois son volume en eau ;

- là aussi, l’alternance commandée par le climat de période humide et de période sèche sur ce type de roche a des conséquences directes : le gonflement provoque parfois une desquamation et libère des matériaux. L’arrivée de période sèche provoque ensuite une désagrégation libérant des matériaux plus fins. La préparation du matériel peut être ensuite exploitée par l’érosion.

II) Les processus chimiques

1°) La dissolution C’est un mécanisme fondamental dans le façonnement des formes de relief. En effet, il concerne surtout les roches sédimentaires et parmi elles, celles qui sont solubles : o les roches carbonatées : les calcaires, les roches dolomitiques, etc. ; o les roches évaporitiques : roches composées de sel gemme, de chlorures ou de gypse ;

- ce mécanisme dans d’autres conditions climatiques notamment chaudes peut affecter d’autres minéraux comme la silice présente dans les granites. Mais c’est avant tout dans les calcaires que l’intensité et les formes de relief sont les plus importantes ;

- la dissolution agit sur les roches par le biais d’un solvant l’eau et des éléments qu’elle contient ; parmi eux, le gaz carbonique ou CO2 joue un rôle important car il opère une attaque acide sur les roches. La proportion de gaz carbonique dans les eaux est donc fondamentale. On parle pour les eaux particulièrement chargées en gaz carbonique d’eaux agressives ;

- en règle générale, la proportion de CO2 est plus importante dans les eaux froides. C’est pour cela que les eaux de fonte glaciaire ou de fusion nivale opèrent une dissolution particulièrement intense des roches carbonatées. C’est le cas en haute montagne ou à proximité d’un glacier, ou dans les secteurs de haute latitude. Pour toutes les zones affectées par la dissolution des roches carbonatées, on parle de reliefs karstiques et de karstification des roches ;

- cependant, on constate des phénomènes de dissolution particulièrement intenses dans d’autres domaines bioclimatiques, autres que dans le domaine froid ou de montagne. En zone tropicale, où l’on trouve de grands domaines karstiques, d’autres phénomènes interviennent :

o le renouvellement important de l’eau en domaine tropicale humide vient compenser le fait que les eaux y sont intrinsèquement moins agressives qu’en domaine froid ; o d’autres acides peuvent se trouver également présents dans les eaux tropicales et intensifier la dissolution ;

- le rôle des sols et des couvertures d’altération doit aussi être mentionné : en effet, ils contiennent des quantités de CO2 bien plus importantes que dans l’air et notamment la pression en gaz y est plus forte. Couplée à la circulation de l’eau, ils permettent une attaque acide des roches sous la forme d’une compresse humide et acide reposant sur les roches carbonatées. C’est le même rôle joué également par les litières riches en humus, notamment en zone tropicale. Ces dernières exercent également une attaque acide. Ce phénomène est très intense en forêt tropicale avec les eaux noires dont le pH est inférieur à 4 et dont la couleur provient de la composition riche en acides humiques ;

- on retiendra tout de même que c’est souvent le renouvellement important des eaux plutôt que leur acidité qui conditionne l’apparition des karsts les mieux développés ;

- les conséquences sont multiples :

o outre le fait qu’apparaît toute une famille de formes de relief bien particulières (relief karstique), les carbonates exportés par l’eau peuvent être à nouveau mobilisés pour construire d’autres sédiments : spéléothèmes (concrétions, stalagmites, stalactites …) en cavité souterraine,

croûtes calcaires dans les sols, dépôts de travertins dans les sources et les cours d’eau ;

o les roches carbonatées sont rarement pures : leur dissolution et leur disparition laissent des résidus non carbonatés en place : sables, argiles, etc. Ils peuvent donner naissance à de véritables formations superficielles si les quantités sont importantes. Ils forment alors des dépôts typiques de cette action de karstification, telles les argiles rouges à terra rossa.

o certaines de ces formations servent de témoins d’actions passées de dissolution et sont qualifiés de dépôts corrélatifs. Leur recherche et leur identification par le géomorphologue permettent de reconstituer les héritages morphologiques et les climats du passé.

Exemple de bloc diagramme synthétisant les principales formes karstiques, liées essentiellement à deux phénomènes : dissolution des carbonates et agrandissement des vides par effondrement sous l’effet de la gravité.

o dans les domaines karstiques, on classe souvent les formes de relief en deux familles qui se complètent et superposent dans la nature :

les formes de surface liées souvent à la dissolution : les vallées sèches, les dépressions fermées (doline, ouvala), les lapiez (cannelures de dissolution) ; les formes de profondeur : grotte, gouffre, rivières souterraines et les formes de concrétionnement et de dépôt qui leur sont associées ;

2°) l’altération C’est l’autre grand mécanisme qui concerne la transformation des roches. Elle transforme partiellement ou en totalité les minéraux contenus dans les roches. Là aussi, certaines conditions sont requises pour obtenir une altération en profondeur des sédiments : - elle concerne avant tout les roches riches en silicates. Ces derniers subissent ce que l’on appelle une hydrolyse, capable de transformer une roche cohérente et très dure comme le granite en un sédiment meuble, excavable avec les doigts ;

- cette transformation libère donc des matériaux nouveaux dits de néoformation en opposition aux minéraux primaires formés en même temps que la roche ; ces matériaux sont souvent des argiles (kaolinites, montmorillonite, illites etc.). On classe ces matériaux en fonction de leur rapport silice/alumine ;

- l’hydrolyse s’effectue de façon isovolumétrique, c'est-à-dire que le volume de roche est conservée, mais la structure cristalline est totalement modifiée ; il en est ainsi de l’altération en boules de granites, typiques des zones tropicales ;

- les conséquences d’un tel mécanisme sont fondamentales et caractérisent avant tout les zones du globe où il pleut beaucoup et où il fait chaud. On l’aura compris, l’altération concerne avant tout le domaine tropical. Elle est souvent le préalable à l’érosion qui peut exploiter la fragilité de ces matériaux néoformés et leur mobilisation par les agents d’érosion. Cette altération peut s’effectuer sur d’importantes épaisseurs de matériaux de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur.

- il se forme alors un véritable manteau d’altération qui en domaine tropicale représente une formation très instable : la présence de végétation développée protège ce type de formation et leur transformation par l’homme peut tout changer : leur déboisement permet l’exportation

des matériaux par les agents d’érosion et créer un changement radical des conditions morphoclimatiques ;

- ces manteaux d’altération peuvent se retrouver sous nos latitudes et témoignent en fait de conditions climatiques passées : les paléoclimats de type tropical de l’Ere Cénozoïque ont été particulièrement propices à la mise en place de ces manteaux d’altération ; leur diminution n’a cessé jusqu’à nos jours, repris par les conditions très érosives du Quaternaire ; ils demeurent encore importants dans certains secteurs du Périgord par exemple comme le Sarladais.

III) LA NOTION D'EROSION DIFFERENTIELLE

Contrairement aux minéraux (Echelle de Mohs), il est difficile de connaître le niveau de dureté des roches et par conséquent, une échelle de dureté ou une classification est impossible à définir. En effet, nombreux sont les paramètres qui ont une influence sur la résistance des roches. Parmi ces principaux facteurs, on peut noter : - la composition lithologique ou pétrographique (texture, structure, fracturation), - le climat, - la pente (topographie), - les sols, - la végétation, etc.

L’érosion différentielle est l’action de processus érosifs (processus mécaniques : lithoclastie, thermoclastie, cryoclastie ; ou processus chimiques : altération, dissolution, corrosion) sur les roches et les formes du relief terrestre créées par les phénomènes endogènes (tectonique et volcanisme).

Exemple d’érosion différentielle : roche-champignon (Afrique). Ce sont souvent des restes de cuirasses ferrugineuses mises en inversion de relief.

Conséquence de l’érosion différentielle sur des grès (vallee de la Luna, Argentine). Ce type de forme ne peut se trouver et se conserver que dans des conditions morphoclimatiques sèches à très sèches. C’est ici l’action du mitraillage du sable sous l’action du vent qui peut expliquer une telle forme (polissage) ; en arrière plan, on peut voir des grès rouges plus résistants et mis en relief. La notion d'érosion différentielle est une notion simple : entre deux couches situées dans un même contexte, l'une d'entre-elles sera moins résistante tandis que l'autre sera érodée faiblement.

BIBLIOGRAPHIE Cette liste bibliographique bien sûr est loin d’être exhaustive :

AMAT J.P., DORIZE L & LE COEUR Ch. (2002) : « Eléments de Géographie Physique » Ed. Bréal, coll. Grand Amphi ;

AULY T. et VEIGA J. (2010) : « le bassin d’Arcachon : un milieu naturel menacé ? ». Ed confluences, Bordeaux, 278 p. Ouvrage réalisé par le LGPA et la Fédération de la chasse de la Gironde.

COQUE R (2000) : « Géomorphologie » Ed. A Colin, coll. U ; surement l’ouvrage le plus récent dans ce domaine, donc à consulter !

DEMANGEOT J (1999) : « Les milieux naturels du globe » Ed. A Colin, coll. U ; ouvrage à maîtriser obligatoirement !

DERRUAU M (1988) : « Précis de Géomorphologie » Ed. Masson ; c’est pour moi le plus complet et le plus synthétique !

DERRUAU M (1996) ouvrage collectif sous la direction de : « Composantes et concepts de la géographie physique » Ed. A Colin ; ouvrage qui n’est pas toujours adaptée aux premières années de la Géographie mais qui a le grand mérite de brosser un panorama moderne des différentes approches disciplinaires qui composent la Géographie Physique !

DEWOLF Y. et BOURRIE G. (2008) : « les formations superficielles ». Paris, Ed. Ellipses, 798 p. Incontournable pour l’étude géologique des paysages, on appréciera les deux chapitres de B. HALLEGOUET sur les formations et les paysages littoraux.

GEORGE P (2000) : « Dictionnaire de Géographie » Presses Universitaires de France ;

GODARD A & ANDRE M.F. (1999) : « Les milieux polaires » Ed. A Colin, coll. U ; pour approfondir les domaines froids, c’est un ouvrage de référence en la matière.

SALOMON J.N. (2008) : « Géomorphologie littorale et sous marine ». Pessac, Presses universitaires de Bordeaux, 387 p. La plus récente synthèse dans ce domaine.

TRICART J (1981) : « Précis de Géomorphologie » Ed. SEDES, 3 tomes ; pour ceux qui se seraient découverts une passion pour cette discipline, un ouvrage ancien mais très complet. Attention : de très nombreux passages théoriques qui risquent d’être difficiles à assimiler !

VALADAS B (2004) : « Géomorphologie dynamique » Ed. A Colin, coll. campus; une synthèse plus actuelle et facile d’accès.

VERGER F. (2005) : « Marais et estuaires du littoral français ». Paris, Ed. Belin, 335p. Ouvrage très documenté et de synthèse, la meilleure référence sur les wadden français.

VEYRET Y & VIGNEAU J.P. (2002) : « Géographie Physique » Ed. A Colin, coll. U ;

VIERS G (1967) : « Eléments de Géomorphologie » Ed. Nathan, coll. Nathan université ; une synthèse très facile d’accès, un ouvrage très pédagogique, même s’il est un peu ancien !