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Les plates-formes d’érosion marine des littoraux volcaniques

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Les plates-formes rocheuses et la géomorphologie littorale : état des lieux

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  • Les littoraux volcaniquesUne approche environnementale

    Sous la direction de

    Samuel TIENNE & Raphal PARIS

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    18

    Les littoraux volcaniques ont trs tt compt parmi les lments clefs de la recherche gographique et gologi-que : Darwin puis Davis sappuieront sur les rcifs coralliens associs aux les volcaniques du Paci que pour tayer leurs grandes thories. Lnonc de la thorie de la tectonique des plaques accordera ensuite aux les volcaniques le rle de marqueurs cinmatiques du dplacement des plaques. Lintrt des les volcaniques rcentes rside en effet dans le contrle chronologique de lvolution gologique et gomorphologique sur le long terme, du fait de lactivit ruptive observe ou date qui renouvelle rgulirement la topographie. Pour-tant, 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 les volcaniques auraient pu constituer lexclusivit de la matire de cet ouvrage, mais il a t choisi de ne pas se limiter ces seules les, souvent de taille rduite a n dessayer de faire ressortir ce qui rapproche, et ce qui loigne, les littoraux volcaniques des les et ceux des marges continentales, tant sur le plan de la godynamique externe (premire partie), de lenregistrement des crises du gosystme (deuxime partie), que de ladaptation des socits ces environnements particuliers (troisime partie).

    Collection VOLCANIQUES

  • Les littoraux volcaniques Une approche environnementale2007, Presses Universitaires Blaise-Pascal,

    ISBN -978-2-84516-347-8

    I. Les plates-formes rocheuses et la gomorphologie littorale : tat des lieux

    Le recul dun versant littoral abrupt, dune falaise donc, laisse apparatre son pied une surface rocheuse grossirement plane, plus ou moins lgrement incline vers la mer que lon a diversement nomme : plate-forme rocheuse (Bartrum, 1916), plate-forme littorale (shore platform, Bartrum, 1926 ; Trenhaile, 1987 ; Sunamura, 1992), plate-forme dabrasion marine (Johnson, 1919 ; Guilcher, 1954), plate-forme dro-sion marine (tienne, 1995 ; Marie, 2004), wave-cut platform (Fairbridge, 1968), sea-cut platform (Davis, 1914), etc. Les strandflats des hautes latitudes entrent dans une autre catgorie de models puisque leur sculp-ture est trs vraisemblablement polygnique (Guilcher et al., 1986). Les plates-formes drosion marine reprsentent un model particulier des ctes rocheuses, un lment

    mystrieux pour certains (Williams, 2006). Elles sont relativement peu tudies en comparaison avec les falaises les ctes rocheuses, en gnral, pesant peu de poids dans le domaine de la gomorphologie lit-torale face aux tudes portant sur les ctes meubles : dunes, marais maritimes ou plages (Trenhaile, 1980, 2002). Si la singularit de ce model est reconnu depuis les premires heures de la gomorphologie, son mode de formation est lobjet de dbats toujours dactualit, divisant les gomorphologues littoralistes en coles de pense . Durant les annes 1950-70, par exemple, distin-guait-on lcole dite classique (Fairbridge, Guilcher, King) ce quAndr Guilcher appelait l cole de Melbourne (Jutson, Edwards, Hills, Bird). La premire, celle des eustaticiens , considrait les hauts niveaux de plates-formes comme des tmoins exclu-sifs des oscillations passes du niveau de la mer (lanalyse du Old Hat no-zlandais par Fairbridge [1968] en est un exemple symptomatique). La seconde cole, juge

    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

    Samuel TieNNe

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    de manire un peu caricaturale non-eus-taticienne , dfendait au contraire une ori-gine contemporaine des hauts niveaux de plates-formes qui tmoignaient alors soit du niveau de planation de la mtorisation subarienne (Hills, Bird, Gill, Young), soit du niveau drosion des vagues de tempte (Jutson, Edwards, Cotton). Rcemment, Dickson (2006) nous livre une analyse ing-nieuse des modalits de formation et dvo-lution des plates-formes basaltiques de lle de Lord Howe : plutt que dadopter une vision manichenne de la dynamique go-morphologique de ces models, il propose un modle combinatoire o limportance rela-tive des deux catgories de processus (ro-sion marine vs mtorisation subarienne) volue au cours du temps ; si laction des vagues est primordiale pour initier le creu-sement des falaises (encoche basale), llar-gissement progressif de la plate-forme qui en rsulte saccompagne trs logiquement dune diminution de lefficacit morphognique des vagues au profit de la mtorisation sub-arienne. Le rapport entre les deux catgo-ries de processus volue donc au profit dun abaissement par mtorisation du niveau des

    plates-formes. Dautres tudes ont port sur lvolution du couple falaise/plate-forme, opposant deux modles (fig. 1) : le modle dquilibre (Trenhaile, 1974) qui propose un recul de la plate-forme lintrieur des terres au mme rythme que la falaise (le ver-sant littoral dans son ensemble recule donc paralllement lui-mme et la largeur de la plate-forme reste stable) ; le modle statique qui privilgie une fixit de la partie externe de la plate-forme et, par consquent, un lar-gissement de celle-ci mesure que la falaise recule (Sunamura, 1983 ; Trenhaile, 2000). Pour le premier modle, lrosion marine domine la morphogense tandis que, pour le second, cest lvolution subarienne de la falaise qui prime.

    Si les plates-formes littorales de nature sdi-mentaire (carbonates notamment) consti-tuent le noyau dur de la recherche sur le sujet, les plates-formes littorales de nature volcanique constituent une fraction non ngligeable du corpus dtude. Nous tente-rons, ici, den prsenter les particularits.

    Fig. 1. Deux modles dvolution du couple plate-forme drosion marine / falaise.Ces reprsentations schmatiques sont des simplifications des modles de Trenhaile (1974) et Sunamura (1983). Labaissement du niveau de la plate-forme par la mtorisation subarienne a, par exemple, t nglig dans le second modle.

    modle d'quilibre

    plate-forme

    falaise

    modle statique

    mer

    Samuel tIenne

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    II. Les plates-formes rocheuses volcaniques : caractristiques et rpartition

    1. Gographiedesplates-formeslittoralesvolcaniques

    Les plates-formes drosion marine volcani-ques se localisent sur les littoraux des les de point chaud (Hawa, Canaries, Galapagos, Lord Howe, etc.), sur les mergences anor-males de rifts ocaniques (Islande) ou bien sur les bords danciennes provinces volcani-ques dsormais dmanteles (Thul : Fro, Hbrides, Antrim).

    Cette localisation au sein de provinces vol-caniques actives ou non influence la mor-phologie et la dynamique du trait de cte rocheux plusieurs niveaux : au niveau structural, la morphologie des masses vol-caniques en contact avec locan est hrite des conditions de mise en place. Dans le cas du volcanisme actif et dun panchement de matriaux jusquau niveau de la mer, les modalits de refroidissement (arien ou hydrique) du magma induisent une struc-turation des matriaux qui sera exploite ultrieurement par lagent marin : ainsi, Hawa, Guillaume Marie (2004) distingue-t-il une structure bi-partite dans les deltas de lave offerts lrosion marine avec un sou-bassement hyaloclastitique dorigine hydro-magmatique et un toit basaltique (ces deltas ont une paisseur dune dizaine de mtres). La discontinuit structurale qui existe entre les deux composantes du delta de lave (pas-sage zone) joue un rle essentiel dans la dyna-mique de ces formes et leur volution en plate-forme drosion marine (accessoire-ment, elle est un tmoin prcieux de la posi-tion du niveau marin au moment de la mise

    en place du delta). En Islande, Jean-Claude Bodr (1971) attribue la prsence dune falaise sous-marine abrupte la marge des coules basaltiques du secteur de Stokkseyri au fait que le front de coule sest refroidi en mer, ce qui empcherait la formation dun front au profil adouci. Dans le cas dun vol-canisme plus ancien, ce sont gnralement des formations plus massives qui sont le sige dune attaque marine : les trapps irlandais, cossais, fringiens ou islandais sont consti-tus de coules massives superposes, cha-cune pouvant atteindre plusieurs mtres dpaisseur. Peu dformes par la tectonique, ces formations tendent donner des falaises nergiques, verticales, le plus souvent bor-des par une plate-forme drosion marine ; Cape Split, Brier Island ou la Montagne du Nord dans la partie mridionale de la Baie de Fundy en sont quelques exemples sup-plmentaires. Sauf particularismes locaux, la morphologie des affleurements volcani-ques offerts lrosion marine ne doit rien llment marin et la morphologie littorale est celle de terrains volcaniques rentaills par la mer (Irlande du Nord [Reffay, 1972], cosse, ctes occidentales et orientales de lIslande, Baie de Fundy), terrains dont la structure rpond en tous points aux mor-phologies des coules continentales (colon-nades, entablement de faux-prismes, zone scoriace, etc. voir Kieffer, 1994). Du point de vue de la dynamique littorale, cette dif-frence structurale implique galement lex-ploitation de discontinuits intra-units laviques dans le premier cas et inter-units laviques dans le second.

    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

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    2. Gomorphologiedesplates-formes

    Les plates-formes littorales volcaniques peu-vent tre dcomposes en un certain nombre dunits gomorphologiques (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 coiffe dun rempart externe form dun trottoir (aussi appel trottoir de mare, mais lexpression est ambigu car ce model nentretient pas ncessaire-ment de lien causal avec le marnage) et/ou dun gradin. En arrire, la surface fon-damentale relativement plane est plus ou moins dfonce par des models tels que marmites, mares de corrosion, mares de dpavage, pseudo-lapis, vasques (fig. 3). lextrmit continentale, un lment de jonc-tion avec la falaise qui prend la forme dune banquette ou gradin de pied de falaise, dune rampe dabrasion plus ou moins incline,

    ou dune encoche basale taille directement dans la falaise (fig. 4 et 5).

    Le trottoir est le rsultat du dferlement de vagues en volute, morphogniquement les plus efficaces car la libration de lnergie des houles se concentre sur une surface rduite. La surface fondamentale est le sige de dfer-lement turbulent. La jonction reoit quant elle les deux types de dferlement, ceci en fonction des hauteurs de mare ou des conditions hydrodynamiques (normales ou paroxystiques).

    Le profil gnral de la plate-forme serait li lampleur du marnage : dans les environne-ments microtidaux, la libration de lnergie des vagues est concentre et favoriserait ainsi la subhorizontalit des plates-formes ; au contraire, dans les environnements macroti-daux, des plates-formes plongeantes seraient plus communes (Trenhaile, 1987 : 27-30 et 192). Trenhaile et al. (2000) ont montr

    Fig. 2. Units gomorphologiques des plates-formes drosion marine et leurs variantes.

    falaisesous-marine

    rempartexterne

    trottoirgradin

    surface fondamentale

    marmite mare

    bloc

    jonction

    rampe

    d'abra

    sion

    encochebasale

    banquettegradin

    trottoir

    conception et ralisation : S. tienne

    Samuel tIenne

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    Fig. 4. Jonction falaise / plate-forme drosion marine de type encoche basale, Portballintrae, Irlande du Nord. Clich : S. tienne, octobre 1994.chelle : 50 cm

    Fig. 3. Plates-formes basaltiques tages de Portballintrae, Irlande du Nord. Clich : S. tienne, octobre 1994.On remarque la plate-forme contemporaine, inonde, et ses diffrents lments au premier plan et gauche de la photographie. Elle est entaille au dtriment dune plate-forme hrite holocne, perche 3 m au-dessus de la plate-forme active. La jonction entre les deux lments est assure par une falaise encoche basale (fig. 4).

    fig. 4

    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

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    que les profils plongeants des plates-formes basaltiques de la Baie de Scots (Nouvelle-cosse) sacquraient par une combinaison de processus, variable le long du profil : prdominance du dlogement des pavs sur la marge externe mais domination de labaissement par mtorisation sur la partie haute, proximit de la limite suprieure des hautes-mers.

    3. Typologiedesplates-formesetniveaumarin

    Eric Bird (1969) a propos une typologie tripartite des plates-formes base sur la rela-tion entre le niveau gnral de la surface et le niveau de mare actuel. Il distingue 1 les plates-formes de basse-mare, partiel-lement dcouvertes mare basse et tota-lement immerges mare haute ; 2 les plates-formes intertidales qui plongent len-tement vers la mer et dont le recouvrement varie en mme temps que la mare ; 3 les

    Samuel tIenne

    Fig. 5. Banquette de pied de falaise, Long Port, Portrush, Irlande du Nord. Clich : S. tienne, novembre 1994.On remarquera la prsence de deux horizons inter-coules la base et au sommet de la banquette. La plate-forme a t dgage le long de lhorizon infrieur puis son niveau a t abaiss par mtorisation, dpa-vage et abrasion. La rampe au pied de la banquette tmoigne de cet abaissement postrieur au dlogement des coules suprieures.

    plate-forme

    banquette

    rampe

    falaise

    horizons inter-coules

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    plates-formes de haute-mare, recouvertes seulement mare haute. Cette typologie a t nuance par Trenhaile (1980) en y int-grant le profil de la plate-forme (notamment, la prsence, ou non, dun ressaut distal). Cette typologie considre implicitement que le niveau altimtrique des plates-formes lit-torales est reli de manire forte au niveau marin contemporain dans un contexte de stabilit isostatique. Toutefois, la structure du versant littoral est un lment primordial prendre en considration : dune manire gnrale et conditions hydrodynamiques gales, plus les roches sont rsistantes, plus le niveau dentaille est lev (Sunamura, 1992 ; Dickson, 2006). Mais la relation entre le niveau marin et celui des plates-formes est nettement plus complexe dans les matriaux volcaniques, et plus particu-lirement dans le cas de coules superpo-ses : lexistence dune discontinuit struc-turale (semelle de la coule) ou dun horizon inter-coules (palosol) saffirme comme un facteur de premire importance contrlant le niveau dentaille par lrosion marine. En Irlande du Nord, o les units laviques sont dpaisseur plurimtrique, le niveau de jonc-tion entre la plate-forme et la falaise basal-tiques 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 daltra-tion inter-coules (tienne, 1995). Certes, le niveau moyen de jonction des 37 plates-formes (1,12 m) y est proche du niveau des hautes-mers, mais la variabilit des niveaux invite la prudence quant la corrlation que lon peut tenter de faire entre niveau marin et niveau de plates-formes dans les formations gologiques prsentant de fortes discontinuits structurales. Lord Howe, en

    mer de Tasmanie, les plates-formes dcam-triques entaillant les falaises basaltiques des secteurs exposs naissent 4 6 m au-dessus du niveau des hautes-mers et sabaissent progressivement au gr de la mtorisation (Dickson, 2006). Hawa, o les coules sont moins paisses, la majorit des plates-formes se situe au niveau des hautes-mers et prsente un ressaut distal (Marie, 2004).

    Les effets de site influencent par ailleurs le rgime hydrodynamique des vagues dfer-lant la cte : dans les secteurs abrits, les plates-formes drosion marine sont situes un niveau plus bas que celles situes dans les secteurs exposs, ceteris paribus. Tout autour du cap de Portrush, dgag dans un sill dolritique massif, sallonge une ban-quette de pied de falaise dont la hauteur dcrot vers les terres. Cette diminution peut tre corrle une dissipation de lnergie des vagues vers le fond de baie, contraire-ment au secteur de Port Ganny o la mme configuration morphologique est imputable au pendage des sries basaltiques (et donc la prsence dune discontinuit structurale imposant un niveau de taille) vers lint-rieur de la baie. Les plates-formes drosion marine de nature basaltique se distinguent donc dans le plan vertical par la prdomi-nance du facteur structural dans la dter-mination du plan dentaille.

    4. Letracenplandesplates-formesbasaltiques

    En plan, le trac des plates-formes est ga-lement lourdement affect par la structure : dans un rgime volcanique actif, lpan-chement de coules jusqu la mer dter-mine, selon la nature des laves, des deltas de lave (Regnauld, 1985 ; Marie, 2004)

    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

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    plus ou moins lobs ou digits. En rgime passif, le trac des plates-formes est induit par deux facteurs : les htrognits litho-logiques dune part, la fracturation tecto-nique, dautre part.

    Le rle des htrognits lithologiques sur une cte volcanique est somme toute classique : les rentrants sont souvent cals sur des formations fragiles et les saillants sur des formations rigides. Le long dune cte basaltique, lhtrognit lithologique est souvent faible (htrognit offerte lrosion marine sentend) et ne survient que via linsertion de filons dans la masse rocheuse. Dykes et sills dolritiques jouent par exemple un rle majeur dans le trac des ctes dAntrim, sans quune rgle gnrale ne puisse toutefois tre dicte : tantt le dyke

    est excav par lrosion marine, offrant un rentrant au trac en trou de serrure (fig. 6), tantt celui-ci saffirme en ple de rsis-tance et forme un saillant exigu le long de la cte (fig. 7).

    Ici comme ailleurs, les discontinuits dori-gine tectonique (diaclases, fractures) jouent un rle majeur dans le trac de la cte. En effet, le long des ctes magmatiques (volca-niques plutoniques) des milieux haute nergie, le dlogement dlments rocheux par les vagues est un des processus domi-nants de la morphogense. Le trac en plan des ctes falaises pourrait mme tre contrl jusque dans les moindres dtails par lespacement de ces discontinuits (Griggs & Trenhaile, 1994). Le promontoire de Portrush (Irlande du Nord) en offre une

    Samuel tIenne

    Fig. 6. Crique en trou de serrure, Dunseverick, Irlande du Nord. Clich S. tienne, mars 1995.Le dyke dolritique orient N a t vid contrairement aux coules basaltiques qui restent en saillie.

  • 45Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

    Fig. 7. Pointe rocheuse et plage de tempte, Portnabrock, Irlande du Nord. Clich S. tienne, mars 1995.Le dyke orient NNW a rsist lrosion marine, contrairement la masse basal-tique qui lencadrait lorigine. On remarquera, droite (est), la plate-forme drosion marine, ultime rsidu des coules basaltiques, tandis que la partie gauche, plus expose aux houles, est totalement dgage.

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    remarquable illustration : celui-ci est princi-palement arm de dolrites hypovolcaniques mais laisse apparatre sur son flanc oriental des argiles liasiques fossilifres, mtamorphi-ses au contact de lintrusion magmatique1. Le trac de la cte voque une queue dhi-rondelle puisque la pointe du promontoire rocheux est entaille dune petite concavit, la baie de Portscaddan. La lithologie ne peut expliquer ce trac : la baie est vide dans la masse dolritique, tandis que la pointe orientale (Reviggerly) est arme des argiles Ltude de la trame tectonique des plates-formes (fig. ) est plus instructive (tienne, 1995) : les argiles mtamorphises sont affu-bles dun jeu tectonique trs simple domin par des discontinuits orientes N20 N40, avec un mode N30. La densit de dia-clases y est leve (27,4 par mtre linaire), ce qui constitue a priori un facteur favorable lrosion marine. Les plates-formes dolri-tiques offrent un dcoupage diffrent : deux jeux distincts dominent le cap de Ramone Head (N0 et N90), tandis quen fond de baie la trame tectonique est plus clate avec une mme prdominance N0 et N90 mais avec des jeux supplmentaires N60-70 et N10-20. La densit des diaclases est deux fois plus importante dans la baie (9,9 par mtre linaire) que sur le cap de Ramone Head (4,8).

    Les caractres tectoniques grande chelle sont les lments dterminants du trac de

    1. Il sagit de la clbre Portrush rock, preuve irr-futable que brandirent, la fin du xviiie sicle, les gologues irlandais dobdience neptunienne pour prouver lorigine sdimentaire des basaltes que contes-taient alors les Plutoniens. Il faudra attendre la visite, en 1802, de John Playfair, brillant popularisateur des thories gologiques de James Hutton, pour rvler la nature exacte de cette formation.

    la cte : la frquence des vagues de tem-pte est maximale dans le secteur NNW, ce qui les amnent exploiter plus effica-cement les discontinuits orientes N320 N360. Ainsi, le site de Reviggerly est rela-tivement labri tandis que les sites dol-ritiques sont eux en position sensible. Lun des facteurs probablement explicatifs de la formation de la baie centrale est lexistence du jeu de fissures orientes N60-70 au sein du site de Portscaddan et son absence sur Ramone Head : en effet, ce jeu secondaire est normal la direction des vagues de sec-teur N-NW (23 % des vagues) et, combin avec les jeux majeurs N-S et E-W, assure un dcoupage de la masse rocheuse affleurant en fond de baie en blocs quadrangulaires. De tels jeux, mme mineurs, sont souvent invoqus pour expliquer la formation de cri-ques dans les roches volcaniques fortement diaclases (Clark & Johnson, 1995).

    5. Lerledesplates-formesdansladynamiquesdimentairedeslittorauxbasaltiques

    La destruction de la falaise permet le dve-loppement de la plate-forme. Mais la four-niture de matriaux, grossiers voire cyclo-pens dans le cas des littoraux volcaniques, qui saccumulent au pied de la falaise, la protge temporairement en contre-partie. Le dcoupage tectonique des ctes volca-niques influe trs largement sur le trac en plan, permettant une alternance de promon-toires et de baies. Sur la cte dAntrim, une relation sdimentaire troite nat alors entre le couple falaise/plate-forme et les baies adja-centes : lattaque de la falaise libre sporadi-quement des matriaux grossiers, principa-lement de la taille de blocs mtriques ; ces

    Samuel tIenne

  • 47Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

    Fig. . Trames tectoniques des plates-formes drosion marine du cap de Portrush.

    2 %

    N0

    N90

    N180

    N270

    N0

    N90

    N180

    N270N0

    N90

    N180

    N270

    port

    plage

    plage

    Reviggerly

    Ramore Head

    Portscaddan

    frquence des diaclases

    S.

    tien

    ne, 1

    995

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    blocs, isols au pied de la falaise, vont tre, lors dvnements paroxystiques, trans sur la plate-forme, le long du pied de falaise jus-quaux marges de cette dernire. Retombant au pied de la plate-forme ils sont ensuite repousss au fond de la baie, o ils vien-nent saccumuler sous forme de plages de temptes blocs. Au fur et mesure que le bloc sloigne de sa source, sa forme volue : danguleux au moment de sa libration, il smousse progressivement jusquau moment o il se trouve enchss entre dautres blocs. Sa position tant dsormais quasi dfinitive, il ne bouge presque plus, hormis quelques oscillations sur place lors des dferlements

    les plus violents. Ces oscillations provo-quent, par attrition, une imbrication des blocs les rendant prisonniers les uns des autres et renforant la stabilit du dpt sdimentaire. Le mme type dorganisa-tion sobserve dans le sud-ouest de lIslande o le recul des falaises basaltiques alimente directement les plages de blocs adjacentes. Le facis morphologique des blocs et des galets volue le long de la plage : dangu-leux et quadrangulaires au dpart, les sdi-ments grossiers deviennent progressivement arrondis et discodes mesure de lloigne-ment de la zone source (fig. ).

    Samuel tIenne

    Fig. . Falaise composite et plages blocs, Reykjanesviti, Islande. Clich : S. tienne, mars 1999.La falaise est compose dune assise pyroclastique surmonte dune coule basaltique peu paisse (5 m environ). La mise en surplomb de la coule par affouillement de la formation tendre basale provoque son croulement en une nappe de dbris anguleux, immunisant le pied de falaise. Ds lors, les dbris sont pris en charge par la mer puis progressivement mousss mesure quils sloignent de la zone de production (premier plan). On remar-quera la structure en tuiles inclines vers les terres, tmoignant du rle exclusif de la vague dferlante dans la mise en place des blocs et de linefficacit de la nappe de retrait dans la rorganisation des sdiments.

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    Sur la plate-forme, la dynamique est dif-frente. Lors des temptes, des blocs sont dlogs sur la partie externe (rempart), puis mobiliss soit vers les terres, soit vers le pied de la falaise sous-marine (McKenna, 1990). Le dlogement puis le transport prennent souvent place lors du mme pisode paroxys-tique. Ainsi, le destin des sdiments pro-duits la marge des plates-formes lors des temptes est triple : une fraction tombe au pied de la plate-forme o les possibilits de mobilisation ultrieure sont minces ; une autre est pige dans des marmites lors de la traverse de la plate-forme ; enfin, la

    majorit des sdiments rejoignent le pied de falaise o ils sont ensuite incorpors au stock alimentant les grves de galets et les plages de blocs adjacents (McKenna et al., 1992, fig. 10).

    Les lments prlevs sur la falaise le sont principalement lors dvnements paroxys-tiques (temptes), certains blocs dtachs et retombs sur la plate-forme vont par-fois y rsider longtemps avant dtre va-cus vers les fonds adjacents. Ce station-nement permet une mtorisation du bloc qui se signale notamment, dans les litho-logies favorables, par le dveloppement de

    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

    Fig. 10. Falaise plate-forme et plages de tempte blocs, Gerdistandar, Islande. Clich : S. tienne, mars 1999.La falaise basaltique est borde par une plate-forme drosion marine de mme nature. Le niveau den-taille de la plate-forme est cal sur une discontinuit structurale (limite entre la colonnade et la semelle), la falaise reculant par basculement de la partie haute. Les fragments cyclopens librs sont ensuite repris par la dynamique littorale, ventuellement repousss en arrire de la falaise par les vagues de temptes ( gauche, deuxime plan).

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    nids dabeilles (Irlande du Nord, Islande) voire une taffonisation pousse (Hawa) (tienne, 1995 ; 2001 ; tienne & Andr, 2003 ; Marie, 2004).

    III. Dynamique des plates-formes rocheuses volcaniques

    1. Mthodesdtudesdesplates-formesrocheusesvolcaniques

    a. Le profil topographique

    La ralisation de profils topographiques est une des premires tapes de caractrisation des plates-formes drosion marine volca-niques. Ce travail ne comporte pas de sp-cificits propres au milieu littoral : les pro-fils sont classiquement raliss au thodolite (McKenna, 1990) ou, plus rcemment, via lutilisation dune station totale (Dickson, 2006).

    b. Processus et dynamiques gomorphologiques

    Les mesures in situ apportent des informa-tions prcieuses sur les dynamiques gomor-phologiques, condition dtre contextuali-ses selon la dure de la priode de mesures, les conditions mtorologiques, la reprsen-tativit du site, etc. Divers essais de quanti-fication des taux dabrasion ont t tents laide du Micro-Erosion Meter. la fin des annes quatre-vingt, Carter et McKenna (travaux non publis) jugent les donnes fournies par lappareil peu reprsentatives de la dynamique relle des plates-formes basalti-ques o le rle de labrasion y est faible com-par au dpavage (tienne, 1995) ; Marie (2004) obtient galement des rsultats peu concluants avec le mme appareil.

    Connatre les conditions hydrodynamiques rgnant sur les plates-formes est un vritable challenge pour estimer la puissance rosive des vagues. John McKenna (1990) a obtenu des donnes prometteuses sur le fonctionne-ment hydraulique des plates-formes partir denregistrements vido effectus depuis le haut de falaise. Non seulement, ltude des images permet de connatre les types de dferlement et les chemins dcoulement des nappes de retrait, mais la fixation de mires au sein des plates-formes permet galement de connatre la hauteur des vagues qui y cir-culent et donc den dduire lnergie vhi-cule puis libre contre la falaise.

    Les modlisations en laboratoire partir de modles rduits sont une autre source importante de comprhension des dyna-miques gomorphogniques. Les plates-formes nont jamais fait lobjet de simula-tions, les exprimentations en laboratoire stant surtout concentres sur le niveau dentaille ou les modalits dinitiation de lencoche basale (voir la synthse de Sunamura, 1992 : 166 sq.). Par contre, une multitude dtudes de terrain ayant consi-dr la rsistance des roches comme un para-mtre essentiel de contrle de ces models, une base de donnes consquente permet Sunamura (1992 : 149) de proposer une relation entre lexposition aux vagues (envi-ronnement nergtique), la rsistance des roches et le model littoral (falaise accore, falaise plate-forme plongeante, ou falaise plate-forme horizontale).

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    2. Lesenseignementsdelabiogomorphologie

    En tant qucotone, le trait de cte est carac-tris par une grande richesse biologique. Sur les ctes rocheuses plates-formes, la grande variabilit des conditions cologi-ques gnre un tagement et une zonation des animaux et des vgtaux (Lewis, 1964). Le recours ltude cologique des ctes rocheuses est une voie daccs prcieuse la connaissance des dynamiques gomor-phologiques : non seulement la cartogra-phie des organismes renseigne indirectement sur le biotope (conditions hydrodynami-ques notamment), mais les organismes eux-mmes sont des agents drosion plus ou moins efficaces, participant peu ou prou la singularisation des models.

    a. Hydrodynamique des plates-formes et bio-indicateurs

    Le dferlement des vagues sur les plates-formes est suivi dune redistribution des masses deau qui sorganisent peu peu sur la surface rocheuse. Une tude phyto-socio-logique des associations vgtales (algues) renseigne sur les parcours des vagues, sur les frquences de submersion et ventuellement sur lintensit des courants la surface des plates-formes. Ltat de la surface rocheuse (prsence ou absence de bio-encrotements calcaires) peut parfois traduire leffectivit de labrasion marine associe aux dferle-ments turbulents. Les biocnoses des mar-mites littorales sont des marqueurs pr-cieux de ltat de fonctionnement de ces models : lorsque les outils (galets) sont concrtionns par des algues encrotantes (Lithothamnion lenormandii et L. incrustans sur les ctes dAntrim, par exemple), on pos-

    sde un marqueur dinactivit de la marmite qui tmoigne dun fonctionnement spora-dique des marmites, voire de leur position hrite (fig. 11). La prsence dalgues fragiles telles que Codium sp. ou des anmones de mer du genre Actinia sont des marqueurs infaillibles de labsence dactivit rosive au sein des marmites (tienne, 1995). De la mme manire, la prsence de taches biologiques sur les outils sdimentaires sont des rvlateurs dune ractivation ou dun fonctionnement sporadique des marmites littorales (fig. 12).

    b. La biorosion des plates-formes

    Les ctes rocheuses sdimentaires, notam-ment calcaires, concentrent une trs large fraction des tudes de quantification de la biorosion littorale (Spencer, 1988, Forns et al., 2006). Il est vrai que les ctes volca-niques souffrent dune certaine rputation de rsistance vis--vis de la biorosion et ne constituent donc pas, a priori, un terrain dtude idal. Pourtant, on relve dans la lit-trature scientifique de nombreux exemples de micro-models dorigine biologique per-forant les assises volcaniques, quelles soient tendres comme les units scoriaces ou bien trs rsistantes comme les basaltes. Sur les ctes basaltiques dIrlande du Nord, on peut reprer les nombreuses cicatrices dhabitat de Patella sp., qui prennent la forme dun sillon circulaire grave directement dans les basaltes et profond de quelques millimtres (fig. 13). Ces gastropodes ont la particula-rit de se sdentariser en un lieu prcis tout au long de leur cycle de vie (jusqu 5 ans), quils ne quittent que lors des mares basses lorsquils partent la recherche de nourri-ture. Au retour, lanimal se fixe au substrat

    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

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    Fig. 11. Marmite littorale inactive, Portstewart, Irlande du Nord. Clich S. tienne, novembre 1994.Les outils sdimentaires pigs dans la marmite sont concrtionns par des algues encrou-tantes (Lithotamnion spp.) qui tmoignent de leur immobilit. La prsence de Patella vulgata, mais surtout dActinia sp. jusquau fond de la marmite est un rvlateur de labsence dune quelconque action abrasive lheure actuelle.

    Fig. 12. Marmite littorale ractive, Portstewart, Irlande du Nord. Clich S. tienne, novembre 1994.Loutil vortif pig dans la marmite prsente des taches de Lithotamnion spp. qui signa-lent une remise en mouvement rcente du galet aprs une priode de repos ayant permis le dveloppement de la couverture algale. On notera que lactivit rosive se limite, actuel-lement, au fond de la marmite (paroi basaltique vif ), la prsence de patelles ou dal-gues de type Corallina officinalis dans la partie suprieure indiquant la zone dsor-mais inactive. chelle : 50 cm.

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    en provoquant un frottement de la coquille contre la surface rocheuse. Petit petit, une cicatrice dabrasion apparat. cela sajoute, les effets abrasifs lis au pacage des algues opr par Patella et diffrentes espces de lit-torines dont la radula, sorte de rpe chiti-neuse indure par de la goethite ou des sili-cates chez Patella, a des effets destructeurs reconnus voire quantifis sur substrat cal-caire (Trudgill, 1987) ou dolritique (Allouc et al., 1996).

    Les oursins quant eux nprouvent aucune difficult creuser des logettes de rsidence profondes de plusieurs centimtres, que ce soit dans les basaltes nord-irlandais (tienne, 1995), les dolrites de la presqule de Cap-Vert (Allouc et al., 1996) ou les basaltes hawaens (Marie, 2004).

    Organismes brouteurs ou perforeurs jouent donc un rle important dans lirrgulari-sation de dtail des surfaces rocheuses de nature volcanique, Allouc et al. (1996) sug-grant mme quils puissent tre lorigine de la formation de replats mdiolittoraux des zones battues et trs battues de la presqule capverdienne. Bien sr, il faut rester trs pru-dent avec le maniement de donnes quanti-tatives obtenues sur une priode de mesure de 21 mois puis extrapoles sur une priode de 4 000 7 000 ans, mais ces travaux dAl-louc et al. soulignent tout de mme la forte capacit rosive des organismes littoraux mme sur des substrats rsistants comme les formations hypovolcaniques.

    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

    Fig. 13. Biorosion dune plate-forme basaltique par Patella vulgata, Portrush, Irlande du Nord. Clich S. tienne, dcembre 1994.Les gastropodes Patella vulgata sont des sdentaires qui ne quittent leur lieu de rsidence que lors des priodes de pacage. Les frottements rpts de la coquille avec le substrat rocheux provoquent terme une cicatrice de sdentarisation de forme ovode, profonde de quelques millimtres (voir la partie agrandie).

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    Conclusion

    Les plates-formes drosion marine consti-tuent des models peu tudis en gomor-phologie littorale. Ceci est dautant plus regrettable quils constituent des objets go-morphologiques forte rsilience enregis-trant durablement laction des processus drosion actuels et passs. Leur tude ne permet pas de reconstituer avec prcision les palo-environnements littoraux mais ils peuvent tmoigner de changements dans les dynamiques gomorphogniques tra-vers linactivation de models spcifiques (marmites par exemple). Les plates-formes drosion marine bordant les littoraux vol-caniques ne prsentent pas de diffrences significatives selon le contexte tectonique rgional : les ocaniques de point chaud, les darrire-arc ou littoraux de marges passives peuvent prsenter des models semblables. Deux paramtres fondamentaux aident alors construire un distinguo : tout dabord, le contexte hydrodynamique (environne-ments haute, moyenne ou basse nergie, selon la classification de Davies, 1972) qui conditionne la largeur des plates-formes et, en partie, le niveau dentaille ; la struc-ture des affleurements, ensuite, et notam-ment la prsence dun niveau de faiblesse inter-coules (semelle, palosol) qui guide lentaille marine. Les effets de faades sur les les jouent un rle indirect via lexpo-sition aux houles (fetch) et donc la quan-tit dnergie potentiellement libre la cte. Ils influent galement sur les caract-ristiques biogographiques des littoraux et donc, du point de vue de la morphogense, sur les effets biorosifs de la faune et de la flore littorales. Mais ses effets ne se tradui-sent quau niveau des retouches de dtail,

    pas dans la sculpture gnrale des littoraux o la fracturation tectonique reste un para-mtre de premire importance.

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    Les plates-formes drosion marine des littoraux volcaniques

  • Les littoraux volcaniquesUne approche environnementale

    Sous la direction de

    Samuel TIENNE & Raphal PARIS

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    Les littoraux volcaniques ont trs tt compt parmi les lments clefs de la recherche gographique et gologi-que : Darwin puis Davis sappuieront sur les rcifs coralliens associs aux les volcaniques du Paci que pour tayer leurs grandes thories. Lnonc de la thorie de la tectonique des plaques accordera ensuite aux les volcaniques le rle de marqueurs cinmatiques du dplacement des plaques. Lintrt des les volcaniques rcentes rside en effet dans le contrle chronologique de lvolution gologique et gomorphologique sur le long terme, du fait de lactivit ruptive observe ou date qui renouvelle rgulirement la topographie. Pour-tant, 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 les volcaniques auraient pu constituer lexclusivit de la matire de cet ouvrage, mais il a t choisi de ne pas se limiter ces seules les, souvent de taille rduite a n dessayer de faire ressortir ce qui rapproche, et ce qui loigne, les littoraux volcaniques des les et ceux des marges continentales, tant sur le plan de la godynamique externe (premire partie), de lenregistrement des crises du gosystme (deuxime partie), que de ladaptation des socits ces environnements particuliers (troisime partie).

    Collection VOLCANIQUES