Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques by Samuel ETIENNE

Collection VOLCANIQUES

Les littoraux volcaniques ont très tôt compté parmi les éléments clefs de la recherche géographique et géologique : Darwin puis Davis s’appuieront sur les récifs coralliens associés aux îles volcaniques du Paciﬁque pour étayer leurs grandes théories. L’énoncé de la théorie de la tectonique des plaques accordera ensuite aux îles volcaniques le rôle de marqueurs cinématiques du déplacement des plaques. L’intérêt des îles volcaniques récentes réside en effet dans le contrôle chronologique de l’évolution géologique et géomorphologique sur le long terme, du fait de l’activité éruptive observée ou datée qui renouvelle régulièrement la topographie. Pourtant, les travaux mettant en relation le contexte volcano-tectonique, les variations climatiques et eustatiques et la morphologie des littoraux volcaniques sont peu nombreux. Les littoraux des îles volcaniques auraient pu constituer l’exclusivité de la matière de cet ouvrage, mais il a été choisi de ne pas se limiter à ces seules îles, souvent de taille réduite aﬁn d’essayer de faire ressortir ce qui rapproche, et ce qui éloigne, les littoraux volcaniques des îles et ceux des marges continentales, tant sur le plan de la géodynamique externe (première partie), de l’enregistrement des crises du géosystème (deuxième partie), que de l’adaptation des sociétés à ces environnements particuliers (troisième partie).

18 €

Les littoraux volcaniques : une approche environnementale

Les littoraux volcaniques Une approche environnementale Sous la direction de

Samuel ÉTIENNE & Raphaël PARIS

Les littoraux volcaniques – Une approche environnementale 2007, Presses Universitaires Blaise-Pascal, ISBN -978-2-84516-347-8

Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques

Samuel étienne

I. Les plates-formes rocheuses et la géomorphologie littorale : état des lieux Le recul d’un versant littoral abrupt, d’une falaise donc, laisse apparaître à son pied une surface rocheuse grossièrement plane, plus ou moins légèrement inclinée vers la mer que l’on a diversement nommée : plateforme rocheuse (Bartrum, 1916), plateforme littorale (shore platform, Bartrum, 1926 ; Trenhaile, 1987 ; Sunamura, 1992), plate-forme d’abrasion marine (Johnson, 1919 ; Guilcher, 1954), plate-forme d’érosion marine (Étienne, 1995 ; Marie, 2004), wave-cut platform (Fairbridge, 1968), sea-cut platform (Davis, 1914), etc. Les strandflats des hautes latitudes entrent dans une autre catégorie de modelés puisque leur sculpture est très vraisemblablement polygénique (Guilcher et al., 1986). Les plates-formes d’érosion marine représentent un modelé particulier des côtes rocheuses, un élément

« mystérieux » pour certains (Williams, 2006). Elles sont relativement peu étudiées en comparaison avec les falaises – les côtes rocheuses, en général, pesant peu de poids dans le domaine de la géomorphologie littorale face aux études portant sur les côtes meubles : dunes, marais maritimes ou plages (Trenhaile, 1980, 2002). Si la singularité de ce modelé est reconnu depuis les premières heures de la géomorphologie, son mode de formation est l’objet de débats toujours d’actualité, divisant les géomorphologues littoralistes en « écoles de pensée ». Durant les années 1950-70, par exemple, distinguait-on l’école dite « classique » (Fairbridge, Guilcher, King) à ce qu’André Guilcher appelait l’« école de Melbourne » (Jutson, Edwards, Hills, Bird). La première, celle des « eustaticiens », considérait les hauts niveaux de plates-formes comme des témoins exclusifs des oscillations passées du niveau de la mer (l’analyse du « Old Hat » néo-zélandais par Fairbridge [1968] en est un exemple symptomatique). La seconde école, jugée

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de manière un peu caricaturale « non-eustaticienne », défendait au contraire une origine contemporaine des hauts niveaux de plates-formes qui témoignaient alors soit du niveau de planation de la météorisation subaérienne (Hills, Bird, Gill, Young), soit du niveau d’érosion des vagues de tempête (Jutson, Edwards, Cotton). Récemment, Dickson (2006) nous livre une analyse ingénieuse des modalités de formation et d’évolution des plates-formes basaltiques de l’île de Lord Howe : plutôt que d’adopter une vision manichéenne de la dynamique géomorphologique de ces modelés, il propose un modèle combinatoire où l’importance relative des deux catégories de processus (érosion marine vs météorisation subaérienne) évolue au cours du temps ; si l’action des vagues est primordiale pour initier le creusement des falaises (encoche basale), l’élargissement progressif de la plate-forme qui en résulte s’accompagne très logiquement d’une diminution de l’efficacité morphogénique des vagues au profit de la météorisation sub aérienne. Le rapport entre les deux catégories de processus évolue donc au profit d’un abaissement par météorisation du niveau des

plates-formes. D’autres études ont porté sur l’évolution du couple falaise/plate-forme, opposant deux modèles (fig. 1) : le modèle d’équilibre (Trenhaile, 1974) qui propose un recul de la plate-forme à l’intérieur des terres au même rythme que la falaise (le versant littoral dans son ensemble recule donc parallèlement à lui-même et la largeur de la plate-forme reste stable) ; le modèle statique qui privilégie une fixité de la partie externe de la plate-forme et, par conséquent, un élargissement de celle-ci à mesure que la falaise recule (Sunamura, 1983 ; Trenhaile, 2000). Pour le premier modèle, l’érosion marine domine la morphogenèse tandis que, pour le second, c’est l’évolution subaérienne de la falaise qui prime. Si les plates-formes littorales de nature sédimentaire (carbonatées notamment) constituent le noyau dur de la recherche sur le sujet, les plates-formes littorales de nature volcanique constituent une fraction non négligeable du corpus d’étude. Nous tenterons, ici, d’en présenter les particularités.

modèle d'équilibre

modèle statique

falaise

plate-forme

mer

Fig. 1. Deux modèles d’évolution du couple plate-forme d’érosion marine / falaise.

Ces représentations schématiques sont des simplifications des modèles de Trenhaile (1974) et Sunamura (1983). L’abaissement du niveau de la plate-forme par la météorisation subaérienne a, par exemple, été négligé dans le second modèle.

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II. Les plates-formes rocheuses volcaniques : caractéristiques et répartition 1. Géographie des plates-formes littorales volcaniques Les plates-formes d’érosion marine volcaniques se localisent sur les littoraux des îles de point chaud (Hawaï, Canaries, Galapagos, Lord Howe, etc.), sur les émergences anormales de rifts océaniques (Islande) ou bien sur les bords d’anciennes provinces volcaniques désormais démantelées (Thulé : Féroé, Hébrides, Antrim). Cette localisation au sein de provinces volcaniques actives ou non influence la morphologie et la dynamique du trait de côte rocheux à plusieurs niveaux : au niveau structural, la morphologie des masses volcaniques en contact avec l’océan est héritée des conditions de mise en place. Dans le cas du volcanisme actif et d’un épanchement de matériaux jusqu’au niveau de la mer, les modalités de refroidissement (aérien ou hydrique) du magma induisent une structuration des matériaux qui sera exploitée ultérieurement par l’agent marin : ainsi, à Hawaï, Guillaume Marie (2004) distinguet-il une structure bi-partite dans les deltas de lave offerts à l’érosion marine avec un soubassement hyaloclastitique d’origine hydromagmatique et un toit basaltique (ces deltas ont une épaisseur d’une dizaine de mètres). La discontinuité structurale qui existe entre les deux composantes du delta de lave (passage zone) joue un rôle essentiel dans la dynamique de ces formes et leur évolution en plate-forme d’érosion marine (accessoirement, elle est un témoin précieux de la position du niveau marin au moment de la mise

en place du delta). En Islande, Jean-Claude Bodéré (1971) attribue la présence d’une falaise sous-marine abrupte à la marge des coulées basaltiques du secteur de Stokkseyri au fait que le front de coulée s’est refroidi en mer, ce qui empêcherait la formation d’un front au profil adouci. Dans le cas d’un volcanisme plus ancien, ce sont généralement des formations plus massives qui sont le siège d’une attaque marine : les trapps irlandais, écossais, féringiens ou islandais sont constitués de coulées massives superposées, chacune pouvant atteindre plusieurs mètres d’épaisseur. Peu déformées par la tectonique, ces formations tendent à donner des falaises énergiques, verticales, le plus souvent bordées par une plate-forme d’érosion marine ; Cape Split, Brier Island ou la Montagne du Nord dans la partie méridionale de la Baie de Fundy en sont quelques exemples supplémentaires. Sauf particularismes locaux, la morphologie des affleurements volcaniques offerts à l’érosion marine ne doit rien à l’élément marin et la morphologie littorale est celle de terrains volcaniques réentaillés par la mer (Irlande du Nord [Reffay, 1972], Écosse, côtes occidentales et orientales de l’Islande, Baie de Fundy), terrains dont la structure répond en tous points aux morphologies des coulées continentales (colonnades, entablement de faux-prismes, zone scoriacée, etc. voir Kieffer, 1994). Du point de vue de la dynamique littorale, cette différence structurale implique également l’exploitation de discontinuités intra-unités laviques dans le premier cas et inter-unités laviques dans le second.

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2. Géomorphologie des plates-formes Les plates-formes littorales volcaniques peuvent être décomposées en un certain nombre d’unités géomorphologiques (fig. 2) : sur la partie externe, une falaise sous-marine qui assure la jonction entre la plate-forme et les fonds sous-marins (low-tide cliff). Cette falaise est coiffée d’un rempart externe formé d’un trottoir (aussi appelé trottoir de marée, mais l’expression est ambiguë car ce modelé n’entretient pas nécessairement de lien causal avec le marnage) et/ ou d’un gradin. En arrière, la surface fondamentale relativement plane est plus ou moins défoncée par des modelés tels que marmites, mares de corrosion, mares de dépavage, pseudo-lapiés, vasques (fig. 3). À l’extrémité continentale, un élément de jonction avec la falaise qui prend la forme d’une banquette ou gradin de pied de falaise, d’une rampe d’abrasion plus ou moins inclinée,

ou d’une encoche basale taillée directement dans la falaise (fig. 4 et 5). Le trottoir est le résultat du déferlement de vagues en volute, morphogéniquement les plus efficaces car la libération de l’énergie des houles se concentre sur une surface réduite. La surface fondamentale est le siège de déferlement turbulent. La jonction reçoit quant à elle les deux types de déferlement, ceci en fonction des hauteurs de marée ou des conditions hydrodynamiques (normales ou paroxystiques). Le profil général de la plate-forme serait lié à l’ampleur du marnage : dans les environnements microtidaux, la libération de l’énergie des vagues est concentrée et favoriserait ainsi la subhorizontalité des plates-formes ; au contraire, dans les environnements macrotidaux, des plates-formes plongeantes seraient plus communes (Trenhaile, 1987 : 27-30 et 192). Trenhaile et al. (2000) ont montré

trottoir encoche basale

gradin

banquette

rempart externe

jonction

surface fondamentale

trottoir

bloc

gradin marmite

mare

si bra

p ram

'a ed

falaise sous-marine

conception et réalisation : S. Étienne

Fig. 2. Unités géomorphologiques des plates-formes d’érosion marine et leurs variantes.

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fig. 4

Fig. 3. Plates-formes basaltiques étagées de

Portballintrae, Irlande du Nord. Cliché : S. Étienne, octobre 1994. On remarque la plate-forme contemporaine, inondée, et ses différents éléments au premier plan et à gauche de la photographie. Elle est entaillée au détriment d’une plate-forme héritée holocène, perchée 3 m au-dessus de la plate-forme active. La jonction entre les deux éléments est assurée par une falaise à encoche basale (fig. 4).

Fig. 4. Jonction falaise / plate-forme d’érosion marine

de type encoche basale, Portballintrae, Irlande du Nord. Cliché : S. Étienne, octobre 1994. échelle : 50 cm

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falaise horizons inter-coulées

banquette

rampe plate-forme

Fig. 5. Banquette de pied de falaise, Long Port, Portrush, Irlande du Nord. Cliché : S. Étienne,

novembre 1994. On remarquera la présence de deux horizons inter-coulées à la base et au sommet de la banquette. La plateforme a été dégagée le long de l’horizon inférieur puis son niveau a été abaissé par météorisation, dépavage et abrasion. La rampe au pied de la banquette témoigne de cet abaissement postérieur au délogement des coulées supérieures.

que les profils plongeants des plates-formes basaltiques de la Baie de Scots (NouvelleÉcosse) s’acquéraient par une combinaison de processus, variable le long du profil : prédominance du délogement des pavés sur la marge externe mais domination de l’abaissement par météorisation sur la partie haute, à proximité de la limite supérieure des hautes-mers.

3. Typologie des plates-formes et niveau marin Eric Bird (1969) a proposé une typologie tripartite des plates-formes basée sur la relation entre le niveau général de la surface et le niveau de marée actuel. Il distingue 1 – les plates-formes de basse-marée, partiellement découvertes à marée basse et totalement immergées à marée haute ; 2 – les plates-formes intertidales qui plongent lentement vers la mer et dont le recouvrement varie en même temps que la marée ; 3 – les

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plates-formes de haute-marée, recouvertes seulement à marée haute. Cette typologie a été nuancée par Trenhaile (1980) en y intégrant le profil de la plate-forme (notamment, la présence, ou non, d’un ressaut distal). Cette typologie considère implicitement que le niveau altimétrique des plates-formes littorales est relié de manière forte au niveau marin contemporain dans un contexte de stabilité isostatique. Toutefois, la structure du versant littoral est un élément primordial à prendre en considération : d’une manière générale et à conditions hydrodynamiques égales, plus les roches sont résistantes, plus le niveau d’entaille est élevé (Sunamura, 1992 ; Dickson, 2006). Mais la relation entre le niveau marin et celui des platesformes est nettement plus complexe dans les matériaux volcaniques, et plus particulièrement dans le cas de coulées superposées : l’existence d’une discontinuité structurale (semelle de la coulée) ou d’un horizon inter-coulées (paléosol) s’affirme comme un facteur de première importance contrôlant le niveau d’entaille par l’érosion marine. En Irlande du Nord, où les unités laviques sont d’épaisseur plurimétrique, le niveau de jonction entre la plate-forme et la falaise basaltiques varie, actuellement, entre - 1,2 et + 5,6 m dans le secteur de Portballintrae et entre + 0,2 et + 3 m dans celui de Portrush, ce niveau se calant sur un horizon d’altération inter-coulées (Étienne, 1995). Certes, le niveau moyen de jonction des 37 platesformes (1,12 m) y est proche du niveau des hautes-mers, mais la variabilité des niveaux invite à la prudence quant à la corrélation que l’on peut tenter de faire entre niveau marin et niveau de plates-formes dans les formations géologiques présentant de fortes discontinuités structurales. À Lord Howe, en

mer de Tasmanie, les plates-formes décamétriques entaillant les falaises basaltiques des secteurs exposés naissent 4 à 6 m au-dessus du niveau des hautes-mers et s’abaissent progressivement au gré de la météorisation (Dickson, 2006). À Hawaï, où les coulées sont moins épaisses, la majorité des platesformes se situe au niveau des hautes-mers et présente un ressaut distal (Marie, 2004). Les effets de site influencent par ailleurs le régime hydrodynamique des vagues déferlant à la côte : dans les secteurs abrités, les plates-formes d’érosion marine sont situées à un niveau plus bas que celles situées dans les secteurs exposés, ceteris paribus. Tout autour du cap de Portrush, dégagé dans un sill doléritique massif, s’allonge une banquette de pied de falaise dont la hauteur décroît vers les terres. Cette diminution peut être corrélée à une dissipation de l’énergie des vagues vers le fond de baie, contrairement au secteur de Port Ganny où la même configuration morphologique est imputable au pendage des séries basaltiques (et donc à la présence d’une discontinuité structurale imposant un niveau de taille) vers l’intérieur de la baie. Les plates-formes d’érosion marine de nature basaltique se distinguent donc dans le plan vertical par la prédominance du facteur structural dans la détermination du plan d’entaille.

4. Le tracé en plan des plates-formes basaltiques En plan, le tracé des plates-formes est également lourdement affecté par la structure : dans un régime volcanique actif, l’épanchement de coulées jusqu’à la mer détermine, selon la nature des laves, des deltas de lave (Regnauld, 1985 ; Marie, 2004)

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plus ou moins lobés ou digités. En régime passif, le tracé des plates-formes est induit par deux facteurs : les hétérogénéités lithologiques d’une part, la fracturation tectonique, d’autre part.

est excavé par l’érosion marine, offrant un rentrant au tracé en trou de serrure (fig. 6), tantôt celui-ci s’affirme en pôle de résistance et forme un saillant exigu le long de la côte (fig. 7).

Le rôle des hétérogénéités lithologiques sur une côte volcanique est somme toute classique : les rentrants sont souvent calés sur des formations fragiles et les saillants sur des formations rigides. Le long d’une côte basaltique, l’hétérogénéité lithologique est souvent faible (hétérogénéité offerte à l’érosion marine s’entend) et ne survient que via l’insertion de filons dans la masse rocheuse. Dykes et sills doléritiques jouent par exemple un rôle majeur dans le tracé des côtes d’Antrim, sans qu’une règle générale ne puisse toutefois être édictée : tantôt le dyke

Ici comme ailleurs, les discontinuités d’origine tectonique (diaclases, fractures) jouent un rôle majeur dans le tracé de la côte. En effet, le long des côtes magmatiques (volcaniques à plutoniques) des milieux à haute énergie, le délogement d’éléments rocheux par les vagues est un des processus dominants de la morphogenèse. Le tracé en plan des côtes à falaises pourrait même être contrôlé jusque dans les moindres détails par l’espacement de ces discontinuités (Griggs & Trenhaile, 1994). Le promontoire de Portrush (Irlande du Nord) en offre une

Fig. 6. Crique en trou de serrure, Dunseverick, Irlande du Nord. Cliché S. Étienne, mars 1995. Le dyke doléritique orienté N a été évidé contrairement aux coulées basaltiques qui restent en saillie.

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Fig. 7. Pointe rocheuse et plage de tempête, Portnabrock, Irlande du Nord. Cliché S. Étienne, mars 1995. Le dyke orienté NNW a résisté à l’érosion marine, contrairement à la masse basaltique qui l’encadrait à l’origine. On remarquera, à droite (est), la plate-forme d’érosion marine, ultime résidu des coulées basaltiques, tandis que la partie gauche, plus exposée aux houles, est totalement dégagée.

remarquable illustration : celui-ci est principalement armé de dolérites hypovolcaniques mais laisse apparaître sur son flanc oriental des argiles liasiques fossilifères, métamorphisées au contact de l’intrusion magmatique . Le tracé de la côte évoque une queue d’hirondelle puisque la pointe du promontoire rocheux est entaillée d’une petite concavité, la baie de Portscaddan. La lithologie ne peut expliquer ce tracé : la baie est évidée dans la masse doléritique, tandis que la pointe orientale (Reviggerly) est armée des argiles… L’étude de la trame tectonique des platesformes (fig. 8) est plus instructive (Étienne, 1995) : les argiles métamorphisées sont affublées d’un jeu tectonique très simple dominé par des discontinuités orientées N20 à N40, avec un mode à N30. La densité de diaclases y est élevée (27,4 par mètre linéaire), ce qui constitue a priori un facteur favorable à l’érosion marine. Les plates-formes doléritiques offrent un découpage différent : deux jeux distincts dominent le cap de Ramone Head (N0 et N90), tandis qu’en fond de baie la trame tectonique est plus éclatée avec une même prédominance N0 et N90 mais avec des jeux supplémentaires à N60-70 et N10-20. La densité des diaclases est deux fois plus importante dans la baie (9,9 par mètre linéaire) que sur le cap de Ramone Head (4,8). Les caractères tectoniques à grande échelle sont les éléments déterminants du tracé de . Il s’agit de la célèbre Portrush rock, « preuve irréfutable » que brandirent, à la fin du xviiie siècle, les géologues irlandais d’obédience neptunienne pour prouver l’origine sédimentaire des basaltes que contestaient alors les Plutoniens. Il faudra attendre la visite, en 1802, de John Playfair, brillant popularisateur des théories géologiques de James Hutton, pour révéler la nature exacte de cette formation.

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la côte : la fréquence des vagues de tempête est maximale dans le secteur NNW, ce qui les amènent à exploiter plus efficacement les discontinuités orientées N320 à N360. Ainsi, le site de Reviggerly est relativement à l’abri tandis que les sites doléritiques sont eux en position sensible. L’un des facteurs probablement explicatifs de la formation de la baie centrale est l’existence du jeu de fissures orientées N60-70 au sein du site de Portscaddan et son absence sur Ramone Head : en effet, ce jeu secondaire est normal à la direction des vagues de secteur N-NW (23 % des vagues) et, combiné avec les jeux majeurs N-S et E-W, assure un découpage de la masse rocheuse affleurant en fond de baie en blocs quadrangulaires. De tels jeux, même mineurs, sont souvent invoqués pour expliquer la formation de criques dans les roches volcaniques fortement diaclasées (Clark & Johnson, 1995).

5. Le rôle des plates-formes dans la dynamique sédimentaire des littoraux basaltiques La destruction de la falaise permet le développement de la plate-forme. Mais la fourniture de matériaux, grossiers voire cyclopéens dans le cas des littoraux volcaniques, qui s’accumulent au pied de la falaise, la protège temporairement en contre-partie. Le découpage tectonique des côtes volcaniques influe très largement sur le tracé en plan, permettant une alternance de promontoires et de baies. Sur la côte d’Antrim, une relation sédimentaire étroite naît alors entre le couple falaise/plate-forme et les baies adjacentes : l’attaque de la falaise libère sporadiquement des matériaux grossiers, principalement de la taille de blocs métriques ; ces

Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques

fréquence des diaclases 2%

N270

N90

N0 N0

N270

N90

N180

Ramore Head

N270

N90

Reviggerly

N180

Portscaddan N180

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Fig. 8. Trames tectoniques des plates-formes d’érosion marine du cap de Portrush.

S. Étienne, 1995

port

blocs, isolés au pied de la falaise, vont être, lors d’événements paroxystiques, traînés sur la plate-forme, le long du pied de falaise jusqu’aux marges de cette dernière. Retombant au pied de la plate-forme ils sont ensuite repoussés au fond de la baie, où ils viennent s’accumuler sous forme de plages de tempêtes à blocs. Au fur et à mesure que le bloc s’éloigne de sa source, sa forme évolue : d’anguleux au moment de sa libération, il s’émousse progressivement jusqu’au moment où il se trouve enchâssé entre d’autres blocs. Sa position étant désormais quasi définitive, il ne bouge presque plus, hormis quelques oscillations sur place lors des déferlements

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les plus violents. Ces oscillations provoquent, par attrition, une imbrication des blocs les rendant prisonniers les uns des autres et renforçant la stabilité du dépôt sédimentaire. Le même type d’organisation s’observe dans le sud-ouest de l’Islande où le recul des falaises basaltiques alimente directement les plages de blocs adjacentes. Le faciès morphologique des blocs et des galets évolue le long de la plage : d’anguleux et quadrangulaires au départ, les sédiments grossiers deviennent progressivement arrondis et discoïdes à mesure de l’éloignement de la zone source (fig. 9).

Fig. 9. Falaise composite et plages à blocs, Reykjanesviti, Islande. Cliché : S. Étienne, mars 1999. La falaise est composée d’une assise pyroclastique surmontée d’une coulée basaltique peu épaisse (5 m environ). La mise en surplomb de la coulée par affouillement de la formation tendre basale provoque son écroulement en une nappe de débris anguleux, immunisant le pied de falaise. Dès lors, les débris sont pris en charge par la mer puis progressivement émoussés à mesure qu’ils s’éloignent de la zone de production (premier plan). On remarquera la structure en tuiles inclinées vers les terres, témoignant du rôle exclusif de la vague déferlante dans la mise en place des blocs et de l’inefficacité de la nappe de retrait dans la réorganisation des sédiments.

Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques

Sur la plate-forme, la dynamique est différente. Lors des tempêtes, des blocs sont délogés sur la partie externe (rempart), puis mobilisés soit vers les terres, soit vers le pied de la falaise sous-marine (McKenna, 1990). Le délogement puis le transport prennent souvent place lors du même épisode paroxystique. Ainsi, le destin des sédiments produits à la marge des plates-formes lors des tempêtes est triple : une fraction tombe au pied de la plate-forme où les possibilités de mobilisation ultérieure sont minces ; une autre est piégée dans des marmites lors de la traversée de la plate-forme ; enfin, la

majorité des sédiments rejoignent le pied de falaise où ils sont ensuite incorporés au stock alimentant les grèves de galets et les plages de blocs adjacents (McKenna et al., 1992, fig. 10). Les éléments prélevés sur la falaise le sont principalement lors d’événements paroxystiques (tempêtes), certains blocs détachés et retombés sur la plate-forme vont parfois y résider longtemps avant d’être évacués vers les fonds adjacents. Ce stationnement permet une météorisation du bloc qui se signale notamment, dans les lithologies favorables, par le développement de

Fig. 10. Falaise à plate-forme et plages de tempête à blocs, Gerdistandar, Islande. Cliché : S. Étienne,

mars 1999. La falaise basaltique est bordée par une plate-forme d’érosion marine de même nature. Le niveau d’entaille de la plate-forme est calé sur une discontinuité structurale (limite entre la colonnade et la semelle), la falaise reculant par basculement de la partie haute. Les fragments cyclopéens libérés sont ensuite repris par la dynamique littorale, éventuellement repoussés en arrière de la falaise par les vagues de tempêtes (à gauche, deuxième plan).

nids d’abeilles (Irlande du Nord, Islande) voire une taffonisation poussée (Hawaï) (Étienne, 1995 ; 2001 ; Étienne & André, 2003 ; Marie, 2004).

III. Dynamique des plates-formes rocheuses volcaniques 1. Méthodes d’études des platesformes rocheuses volcaniques a. Le profil topographique La réalisation de profils topographiques est une des premières étapes de caractérisation des plates-formes d’érosion marine volcaniques. Ce travail ne comporte pas de spécificités propres au milieu littoral : les profils sont classiquement réalisés au théodolite (McKenna, 1990) ou, plus récemment, via l’utilisation d’une station totale (Dickson, 2006). b. Processus et dynamiques géomorphologiques Les mesures in situ apportent des informations précieuses sur les dynamiques géomorphologiques, à condition d’être contextualisées selon la durée de la période de mesures, les conditions météorologiques, la représentativité du site, etc. Divers essais de quantification des taux d’abrasion ont été tentés à l’aide du Micro-Erosion Meter. À la fin des années quatre-vingt, Carter et McKenna (travaux non publiés) jugent les données fournies par l’appareil peu représentatives de la dynamique réelle des plates-formes basaltiques où le rôle de l’abrasion y est faible comparé au « dépavage » (Étienne, 1995) ; Marie (2004) obtient également des résultats peu concluants avec le même appareil.

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Connaître les conditions hydrodynamiques régnant sur les plates-formes est un véritable challenge pour estimer la puissance érosive des vagues. John McKenna (1990) a obtenu des données prometteuses sur le fonctionnement hydraulique des plates-formes à partir d’enregistrements vidéo effectués depuis le haut de falaise. Non seulement, l’étude des images permet de connaître les types de déferlement et les chemins d’écoulement des nappes de retrait, mais la fixation de mires au sein des plates-formes permet également de connaître la hauteur des vagues qui y circulent et donc d’en déduire l’énergie véhiculée puis libérée contre la falaise. Les modélisations en laboratoire à partir de modèles réduits sont une autre source importante de compréhension des dynamiques géomorphogéniques. Les platesformes n’ont jamais fait l’objet de simulations, les expérimentations en laboratoire s’étant surtout concentrées sur le niveau d’entaille ou les modalités d’initiation de l’encoche basale (voir la synthèse de Sunamura, 1992 : 166 sq.). Par contre, une multitude d’études de terrain ayant considéré la résistance des roches comme un paramètre essentiel de contrôle de ces modelés, une base de données conséquente permet à Sunamura (1992 : 149) de proposer une relation entre l’exposition aux vagues (environnement énergétique), la résistance des roches et le modelé littoral (falaise accore, falaise à plate-forme plongeante, ou falaise à plate-forme horizontale).

Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques

2. Les enseignements de la biogéomorphologie En tant qu’écotone, le trait de côte est caractérisé par une grande richesse biologique. Sur les côtes rocheuses à plates-formes, la grande variabilité des conditions écologiques génère un étagement et une zonation des animaux et des végétaux (Lewis, 1964). Le recours à l’étude écologique des côtes rocheuses est une voie d’accès précieuse à la connaissance des dynamiques géomorphologiques : non seulement la cartographie des organismes renseigne indirectement sur le biotope (conditions hydrodynamiques notamment), mais les organismes euxmêmes sont des agents d’érosion plus ou moins efficaces, participant peu ou prou à la singularisation des modelés. a. Hydrodynamique des plates-formes et bio-indicateurs Le déferlement des vagues sur les platesformes est suivi d’une redistribution des masses d’eau qui s’organisent peu à peu sur la surface rocheuse. Une étude phyto-sociologique des associations végétales (algues) renseigne sur les parcours des vagues, sur les fréquences de submersion et éventuellement sur l’intensité des courants à la surface des plates-formes. L’état de la surface rocheuse (présence ou absence de bio-encroûtements calcaires) peut parfois traduire l’effectivité de l’abrasion marine associée aux déferlements turbulents. Les biocénoses des marmites littorales sont des marqueurs précieux de l’état de fonctionnement de ces modelés : lorsque les outils (galets) sont concrétionnés par des algues encroûtantes (Lithothamnion lenormandii et L. incrustans sur les côtes d’Antrim, par exemple), on pos-

sède un marqueur d’inactivité de la marmite qui témoigne d’un fonctionnement sporadique des marmites, voire de leur position héritée (fig. 11). La présence d’algues fragiles telles que Codium sp. ou des anémones de mer du genre Actinia sont des marqueurs infaillibles de l’absence d’activité érosive au sein des marmites (Étienne, 1995). De la même manière, la présence de « taches » biologiques sur les outils sédimentaires sont des révélateurs d’une réactivation ou d’un fonctionnement sporadique des marmites littorales (fig. 12). b. La bioérosion des plates-formes Les côtes rocheuses sédimentaires, notamment calcaires, concentrent une très large fraction des études de quantification de la bioérosion littorale (Spencer, 1988, Fornós et al., 2006). Il est vrai que les côtes volcaniques souffrent d’une certaine réputation de « résistance » vis-à-vis de la bioérosion et ne constituent donc pas, a priori, un terrain d’étude idéal. Pourtant, on relève dans la littérature scientifique de nombreux exemples de micro-modelés d’origine biologique perforant les assises volcaniques, qu’elles soient tendres comme les unités scoriacées ou bien très résistantes comme les basaltes. Sur les côtes basaltiques d’Irlande du Nord, on peut repérer les nombreuses cicatrices d’habitat de Patella sp., qui prennent la forme d’un sillon circulaire gravée directement dans les basaltes et profond de quelques millimètres (fig. 13). Ces gastéropodes ont la particularité de se sédentariser en un lieu précis tout au long de leur cycle de vie (jusqu’à 5 ans), qu’ils ne quittent que lors des marées basses lorsqu’ils partent à la recherche de nourriture. Au retour, l’animal se fixe au substrat

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Fig. 11. Marmite littorale inactive, Portstewart, Irlande du Nord. Cliché S. Étienne,

novembre 1994. Les outils sédimentaires piégés dans la marmite sont concrétionnés par des algues encroutantes (Lithotamnion spp.) qui témoignent de leur immobilité. La présence de Patella vulgata, mais surtout d’Actinia sp. jusqu’au fond de la marmite est un révélateur de l’absence d’une quelconque action abrasive à l’heure actuelle.

Fig. 12. Marmite littorale réactivée, Portstewart, Irlande du Nord. Cliché S. Étienne,

novembre 1994. L’outil évortif piégé dans la marmite présente des taches de Lithotamnion spp. qui signalent une remise en mouvement récente du galet après une période de repos ayant permis le développement de la couverture algale. On notera que l’activité érosive se limite, actuellement, au fond de la marmite (paroi basaltique à vif ), la présence de patelles ou d’algues de type Corallina officinalis dans la partie supérieure indiquant la zone désormais inactive. Échelle : 50 cm.

Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques

Fig. 13. Bioérosion d’une plate-forme basaltique par Patella vulgata, Portrush, Irlande du Nord. Cliché

S. Étienne, décembre 1994. Les gastéropodes Patella vulgata sont des sédentaires qui ne quittent leur lieu de résidence que lors des périodes de pacage. Les frottements répétés de la coquille avec le substrat rocheux provoquent à terme une cicatrice de sédentarisation de forme ovoïde, profonde de quelques millimètres (voir la partie agrandie).

en provoquant un frottement de la coquille contre la surface rocheuse. Petit à petit, une cicatrice d’abrasion apparaît. À cela s’ajoute, les effets abrasifs liés au pacage des algues opéré par Patella et différentes espèces de littorines dont la radula, sorte de râpe chitineuse indurée par de la goethite ou des silicates chez Patella, a des effets destructeurs reconnus voire quantifiés sur substrat calcaire (Trudgill, 1987) ou doléritique (Allouc et al., 1996). Les oursins quant à eux n’éprouvent aucune difficulté à creuser des logettes de résidence profondes de plusieurs centimètres, que ce soit dans les basaltes nord-irlandais (Étienne, 1995), les dolérites de la presqu’île de CapVert (Allouc et al., 1996) ou les basaltes hawaïens (Marie, 2004).

Organismes brouteurs ou perforeurs jouent donc un rôle important dans l’irrégularisation de détail des surfaces rocheuses de nature volcanique, Allouc et al. (1996) suggérant même qu’ils puissent être à l’origine de la formation de replats médiolittoraux des zones battues et très battues de la presqu’île capverdienne. Bien sûr, il faut rester très prudent avec le maniement de données quantitatives obtenues sur une période de mesure de 21 mois puis extrapolées sur une période de 4 000 à 7 000 ans, mais ces travaux d’Allouc et al. soulignent tout de même la forte capacité érosive des organismes littoraux même sur des substrats résistants comme les formations hypovolcaniques.

Conclusion Les plates-formes d’érosion marine constituent des modelés peu étudiés en géomorphologie littorale. Ceci est d’autant plus regrettable qu’ils constituent des objets géomorphologiques à forte résilience enregistrant durablement l’action des processus d’érosion actuels et passés. Leur étude ne permet pas de reconstituer avec précision les paléo-environnements littoraux mais ils peuvent témoigner de changements dans les dynamiques géomorphogéniques à travers l’inactivation de modelés spécifiques (marmites par exemple). Les plates-formes d’érosion marine bordant les littoraux volcaniques ne présentent pas de différences significatives selon le contexte tectonique régional : îles océaniques de point chaud, îles d’arrière-arc ou littoraux de marges passives peuvent présenter des modelés semblables. Deux paramètres fondamentaux aident alors à construire un distinguo : tout d’abord, le contexte hydrodynamique (environnements à haute, moyenne ou basse énergie, selon la classification de Davies, 1972) qui conditionne la largeur des plates-formes et, en partie, le niveau d’entaille ; la structure des affleurements, ensuite, et notamment la présence d’un niveau de faiblesse inter-coulées (semelle, paléosol) qui guide l’entaille marine. Les effets de façades sur les îles jouent un rôle indirect via l’exposition aux houles (fetch) et donc la quantité d’énergie potentiellement libérée à la côte. Ils influent également sur les caractéristiques biogéographiques des littoraux et donc, du point de vue de la morphogenèse, sur les effets bioérosifs de la faune et de la flore littorales. Mais ses effets ne se traduisent qu’au niveau des retouches de détail,

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pas dans la sculpture générale des littoraux où la fracturation tectonique reste un paramètre de première importance.

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Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques

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