ACCUMULATIONS MARINES


ACCUMULATIONS MARINES
ACCUMULATIONS MARINES

Les accumulations marines résultent soit de la sédimentation, soit de la construction biologique.

La sédimentation est l’abandon de matériaux meubles en cours de transport. Par suite des fluctuations de la compétence de l’agent de transport, un tel abandon est un incident maintes fois répété au cours du transport, qui se décompose en une suite de sédimentations et de remises en mouvement. Lorsque la réduction de compétence qui a provoqué la sédimentation en un lieu donné à un certain moment n’était pas due à une variation temporaire de l’agent de transport, mais à des conditions locales qui réduisaient l’efficacité de cet agent, la sédimentation peut devenir définitive. On distingue donc des accumulations instables , qui ne sont qu’une étape dans un déplacement appelé à reprendre des accumulations stables , dont normalement les éléments ne devraient plus être remis en mouvement, sinon à la suite d’une modification du milieu.

La construction biologique est le fait de plantes ou d’animaux qui extraient de l’eau de mer les minéraux nécessaires à leur croissance, les faisant ainsi passer de l’état dissous à l’état solide. Il existe aussi des phénomènes d’accélération biologique de la sédimentation, et de stabilisation biologique d’accumulations qui seraient restées instables si les fluctuations de la compétence de l’agent de transport avaient été seules en cause. Que les organismes vivants agissent comme fixateurs de minéraux dissous ou comme fixateurs de sédiments en transit, les constructions qui résultent de leur action sont de deux types: d’une part des constructions biologiques cohérentes, qui ne peuvent être remaniées qu’à la suite d’une érosion, et d’autre part des éléments meubles, qui peuvent être mis en mouvement au même titre que les matériaux détritiques, et s’associent avec eux dans les accumulations.

Réservant l’étude des constructions biologiques cohérentes pour l’article RÉCIFS, on ne traitera ici que des accumulations nées de la sédimentation, que celle-ci ait été ou non accélérée ou stabilisée par l’intervention des êtres vivants.

Après avoir exposé comment les agents de transport façonnent les accumulations, on montrera quels sont les principaux types d’accumulations marines: accumulations littorales de sables et de galets, accumulations vaseuses littorales, accumulations sablo-vaseuses du bas de l’estran, accumulations sous-marines.

1. Les agents de transport

La sédimentation étant le résultat d’un arrêt dans le transport, son mécanisme est étroitement lié à celui du transport.

Contrairement à une opinion encore répandue, les courants marins sont loin d’être le principal agent de transport en milieu maritime: les houles jouent un rôle bien plus considérable. Une brève esquisse de l’action de la houle à la côte est nécessaire pour faire comprendre les mécanismes qui règlent le profil et le plan des accumulations littorales meubles.

Action de la houle à la côte

Pour l’essentiel, les mouvements des sédiments littoraux sont réglés par le rapport qui existe, du point de vue de la compétence et de celui de la direction, entre le jet de rive , ou translation de l’eau vers le haut de la plage au moment de l’arrivée de la vague, et le retrait , ou ruissellement en nappe de cette même eau retournant à la mer selon la plus grande pente. À un moindre degré, la période de la houle, en réglant le lieu de la rencontre entre le retrait d’une vague et le jet de rive de la suivante, exerce aussi une certaine influence sur les accumulations littorales.

Lorsque la houle frappe de front le littoral, le jet de rive entraîne vers le haut de la plage une certaine quantité de particules meubles superficielles, dont la masse unitaire et la masse globale sont fonction de la compétence propre au jet de rive de chaque vague. Le retrait opère, lui aussi, un transport de même nature, mais il est exceptionnel que les compétences des deux transports antagonistes soient identiques. Hors ce cas, le bilan net est un transport, soit vers le haut, soit vers le bas.

Les vagues courtes et hachées mises en mouvement par les vents locaux donnent des jets de rive qui prolongent directement le déferlement, et sont de ce fait assez vigoureux, bien que peu d’eau soit mise en mouvement, et que le retrait soit donc peu efficace. Aussi ces petites vagues font-elles engraisser les hauts de plage, et maigrir corrélativement les bas de plage (fig. 1).

Au contraire, les majestueux rouleaux des houles longues, dont le déferlement s’effectue assez loin du trait de côte du moment, donnent un jet de rive médiocre par rapport à la masse d’eau mise en mouvement; le retrait, par contre, est très actif, d’autant plus qu’il a le temps de descendre assez loin avant que la vague suivante n’arrive. Les vagues bien formées des derniers jours d’une tempête entraînent donc le sable vers le bas (fig. 2).

Lorsque la houle frappe obliquement le littoral, des déplacements latéraux des sédiments s’associent aux déplacements selon la plus grande pente. La direction du jet de rive prolonge, en effet, celle dans laquelle la vague se déplaçait, alors que le retrait tend à s’effectuer selon la plus grande pente. Les particules mises en mouvement par le jet de rive, lorsqu’il est oblique par rapport à la plus grande pente, ne redescendent donc pas vers leur position primitive, mais sont déportées latéralement, de telle sorte qu’une houle qui vient de la droite tende à faire dériver vers la gauche les particules qu’elle met en mouvement (fig. 3). Ce phénomène, appelé dérive littorale , est encore accentué par le fait que la composante latérale du jet de rive persiste dans le retrait, de sorte que celui-ci, au lieu de se faire tout à fait selon la plus grande pente, est dévié du côté opposé à celui d’où vient le jet de rive.

Le profil transversal des accumulations littorales meubles est réglé par le rapport des compétences entre le jet de rive et le retrait; le plan en est réglé par le rapport entre leurs directions, c’est-à-dire par le jeu de la dérive littorale.

Action des courants sur le fond

Partout où existe une certaine épaisseur d’eau, les mouvements dus à la houle ne sont que de va-et-vient, et peuvent être considérés comme des courants éphémères, de compétence parfois assez grande. Ces courants de houle ne sont pas fondamentalement différents des courants de marée ou des courants généraux (courants marins), si ce n’est par leur alternance à très courte période.

Tous les courants marins peuvent effectuer un transport de sédiments, par roulage ou saltation sur le fond, et en suspension. Dans ce dernier cas, le déplacement subi par les sédiments est rigoureusement le même que celui subi par l’eau; mais il faut des conditions particulières de calme pour que le transport cesse. En roulage et en saltation, on est ramené à un problème de compétence, c’est-à-dire que l’influence morphologique du courant est liée à sa vitesse locale. Aussi les courants sont-ils bien plus efficaces dans les endroits resserrés: ils peuvent creuser des ombilics de surcreusement à la sortie des rias, construire des barres disposées en croissant devant l’entrée de ces rias (cf. BARRE Océanographie), façonner des dunes hydrauliques sur le fond de certaines passes, accumuler des deltas sous-marins aux débouchés de certains détroits. Ces accumulations sont généralement sableuses, car il est exceptionnel qu’un courant, même un courant de marée dans une mer à fortes marées comme la Manche, soit capable de transporter des galets. Toutefois, la compétence des courants peut être temporairement renforcée par l’appoint de la houle, là où les fonds ne sont pas trop importants: soit un courant de marée atteignant, au plus fort du flot, une vitesse de 5,5 km/h (3 nœuds), et, simultanément, une forte houle, de même direction, qui engendre près du fond un courant alternatif à peu près symétrique, dont la vitesse maximale est de 2 km/h (1,1 nœud); à l’instant où le mouvement engendré près du fond par la houle va dans le même sens que le courant, la vitesse de l’eau est de 7,5 km/h, et sa compétence instantanée est celle d’un courant de 7,5 km/h. Certes, la compétence va se réduire, quelques secondes plus tard, à celle d’un courant de 3,5 km/h, au moment où le mouvement dû à la houle est inverse de celui dû au courant; mais il n’en reste pas moins vrai que les sédiments se déplacent, par sauts entrecoupés de pauses (fig. 4).

Action des courants sur le littoral

Les courants n’existant que là où il y a une certaine profondeur d’eau, ils n’ont qu’une influence négligeable sur le littoral proprement dit. Mais, dans les mers à marée, où chaque niveau est tour à tour littoral et submergé, il peut y avoir alternance des processus dus aux houles et des processus dus aux courants. C’est ainsi que les cordons littoraux barrant une vallée et y enfermant un étang peuvent être occasionnellement submergés, et alors un courant de remplissage puis de vidange de l’étang peut les franchir et les dégrader considérablement. Dans d’autres cas, c’est la présence même de l’accumulation littorale qui engendre un courant, comme le courant de retour vers le large de l’eau apportée par les vagues déferlantes: il arrive, quand le déferlement construit des barres d’avant-côte, que ce retour d’eau se concentre le long de certains itinéraires, et y creuse des sillons rectilignes, perpendiculaires à l’accumulation, et souvent régulièrement espacés les uns des autres. À marée basse, il reste des bâches , ou flaques d’eau, dans le sillon longitudinal qui sépare le haut de plage de la barre d’avant-côte (fig. 5).

Dans ces divers cas particuliers, les courants à la côte ont une action morphologique due à leur vitesse, qui leur permet de déplacer des sédiments par saltation ou roulage. Ils peuvent avoir aussi une action du seul fait du déplacement d’eau, si cette eau comporte des particules fines en suspension. On sait avec quelle lenteur tombent dans l’eau calme les particules dont la taille est de l’ordre du micromètre; aussi la lente submersion des fonds de baies abrités a beau se faire avec des déplacements d’eau très lents et non turbulents, ces courants, incapables de mettre en mouvement les sédiments du fond, n’en transportent pas moins des particules fines, ne les abandonnent que peu à peu, et seulement quand leur vitesse s’annule complètement, donc à l’étale. C’est ainsi que se constituent les vasières littorales [cf. MARAIS ET VASIÈRES].

2. Accumulations littorales de sable et de galets

Dans les mers sans marée, ce sont des accumulations qui ourlent le littoral, et qui sont faites de matériaux parfaitement meubles. Dans les mers à marée, on peut grouper sous cette rubrique toutes les accumulations qui font saillie au-dessus de la surface de base de l’estran, soit le long du trait de côte des hautes mers, soit le long de l’un des traits de côte instantanés.

Caractères généraux

L’aisance des mouvements de matériaux est conditionnée par l’absence quasi totale de particules «fines», c’est-à-dire de largeur inférieure à 30 ou 40 micromètres. Les éléments plus grossiers ne sont donc liés que par des phénomènes d’absorption très limités, et répondent presque librement aux sollicitations des houles, de sorte que leurs mouvements transversaux et longitudinaux tendent, à chaque moment, à mettre la plage en équilibre avec la houle locale instantanée. L’absence de particules fines est elle-même due à une agitation usuelle de la mer telle que ces particules ne peuvent se maintenir et sont entraînées en suspension vers d’autres secteurs.

Sauf dans les cas particuliers évoqués ci-dessus, les houles sont l’élément essentiel du façonnement des accumulations littorales
meubles: leur profil est dicté par la vigueur de la houle aux divers niveaux de marée, et leur plan par la dérive littorale résultant de l’obliquité de certaines houles. Le versant des accumulations qui fait face aux houles (ou à certaines d’entre elles au moins) est appelé plage , et l’étude de son profil sera effectuée à l’article PLAGES. Par contre, le plan général des accumulations littorales meubles permettra d’en établir ici une classification.

Les matériaux qui constituent ces accumulations seront étudiés dans l’article SÉDIMENTOLOGIE. Il suffira de dire ici que la taille des matériaux dont chaque plage est constituée dépend de la vigueur habituelle des houles qui la battent, et non pas de la taille des éléments disponibles dans le pays: en effet, un littoral exposé à de fortes houles et auquel ne sont fournis que des matériaux fins ne comporte pas d’accumulations; par contre, sur un littoral bien fourni en matériaux grossiers, mais battu seulement par des houles médiocres, la mer est incapable de déplacer ces matériaux, et ne façonne donc pas d’accumulations marines: tout au plus lessive-t-elle les accumulations continentales préexistantes.

Classification des accumulations littorales meubles

Selon que la houle est à même ou non d’assurer le transport vers l’arrière de la totalité des matériaux qu’elle remue, les accumulations littorales fuiront devant elle, ou au contraire lui feront face. De toute façon, le plan de l’accumulation sera en rapport direct avec l’incidence moyenne des houles en chaque point de l’accumulation, puisqu’en chaque point les courbes de niveau de l’accumulation seront soit parallèles, soit perpendiculaires à la direction de propagation des vagues.

Accumulations fuyant devant la houle

Les accumulations en position de fuite se forment lorsque rien n’entrave la migration des sédiments dans le sens de la propagation de la houle; ils tendent à s’accumuler à l’abri de tout obstacle derrière lequel l’action de la houle est atténuée.

Queues de comète

Les simples traînées de sédiments construites à l’abri d’un relief isolé sur l’estran, ou d’un îlot, portent le nom de queues de comète .

Le mécanisme de leur formation est le suivant: soit un relief de plan circulaire, isolé sur l’estran, assez en avant du trait de côte, et largement exposé aux houles du large; si, du côté du large, il est précédé d’un estran jonché de cailloux, ou simplement d’un estran sableux, les éléments meubles seront repoussés vers lui par les vagues, mais, lorsqu’ils atteindront le pied du relief, ne pourront s’y maintenir à cause de la dérive littorale; ils le contourneront donc peu à peu, longeant la base du relief, et tendront à s’accumuler au revers. Ils ne recevront plus alors, comme impulsions directes, que celles des houles les plus obliques par rapport à la direction moyenne des houles. Ils recevront aussi les impulsions déformées et atténuées des houles principales, après diffraction par les flancs du relief, et réfraction sur les hauts-fonds qui l’entourent. Toutes les impulsions reçues seront donc obliques par rapport à la direction de propagation de la houle moyenne au large. Cette obliquité sera double et symétrique, puisque par définition la houle moyenne est celle de part et d’autre de laquelle les forces obliques s’équilibrent. La queue de comète fuira donc précisément dans la direction de la houle moyenne. Elle sera d’autant plus allongée que les houles latérales seront plus étroitement canalisées par la présence d’autres reliefs sur l’estran: un îlot solitaire aura une queue de comète courte et trapue, alors qu’un rocher perdu au milieu d’un semis de reliefs épars aura une queue de comète très effilée (fig. 6).

Tombolos

La queue de comète n’évolue selon ses lois propres que lorsqu’elle est assez loin du rivage. Si elle s’allonge au point de le rejoindre, elle forme avec lui un ensemble tel que la dérive littorale tendra à combler le rentrant formé au point de raccordement. On a alors un tombolo , accumulation joignant au littoral un relief avancé sur l’estran, ou une île. Le tombolo est caractérisé par une racine assez empâtée, à son raccordement avec le littoral, mais c’est l’effet du comblement du rentrant par la dérive littorale, et cette partie la plus épaisse est aussi la plus récemment constituée (fig. 7).

Un îlot assez large peut donner naissance à deux accumulations de fuite, une à chaque bout. Si les houles latérales sont assez vigoureuses, ces deux accumulations se rejoindront, enfermant entre elles une dépression plus ou moins triangulaire, souvent occupée par un étang. Mais si les forces latérales sont bien canalisées, ces deux «traînes» pourront ne se rejoindre que très loin de l’île, voire même aller séparément jusqu’à la côte, donnant ainsi un tombolo double.

La plupart des tombolos doubles ont cependant une autre origine: lorsqu’une île allongée, assez grande, est disposée parallèlement à la côte, et assez loin d’elle, les sédiments qui dérivent vers une position d’abri ne pourront pas être façonnés à la fois par les houles latérales de droite et par celles de gauche, à cause de l’écran protecteur que forme l’île. Ils ne se disposeront donc pas en queue de comète, mais en cordons faisant face aux houles locales (cf. infra ). Ils seront d’autant plus parallèles entre eux que les houles latérales sont plus étroitement canalisées entre l’île et le littoral: c’est la raison pour laquelle les deux branches du tombolo double de Giens (fig. 8) sont presque parallèles, alors que celles du tombolo du Croisic (fig. 9) sont obliques l’une par rapport à l’autre.

Dans le cas où les houles qui battent les deux faces d’un tombolo sont très inégales, deux branches dissemblables se forment, l’une face aux houles dominantes, richement approvisionnée, l’autre constituée de matériaux empruntés au revers de la première par les houles de l’autre face. Le cordon secondaire tend alors à barrer le rentrant entre le cordon principal et le littoral. C’est le cas à Quiberon (fig. 10) où le cordon de Pen ar Lé, fait de matériaux empruntés au grand cordon, fermera un jour l’anse du Po, donnant un tombolo en Y.

C’est au ras de l’île que les tombolos, quel que soit leur mode de formation, sont le plus fréquemment interrompus, soit qu’ils ne se soient jamais complètement fermés (dans les mers à marée, il est presque impossible à un tombolo double de se fermer complètement: dans le cas du tombolo du Croisic, la passe occidentale est navigable), soit qu’ils se rompent par excès de dérive en direction de la côte principale: à Quiberon, par exemple, la rupture serait consommée depuis longtemps sans les travaux des Ponts et Chaussées. Un tombolo qui se rompt de cette façon (cf. fig. 7) est d’ailleurs condamné à disparaître, tous les éléments meubles qui le constituent étant tôt ou tard ramenés au rivage par la dérive littorale.

Il est vrai qu’une branche de tombolo double, ainsi frappée de sénilité, peut être remplacée par un autre cordon littoral qui se forme en avant d’elle, si les apports de sédiments sont assez importants: c’est l’origine du tombolo triple d’Orbetello (fig. 11).

Accumulations faisant face à la houle

Lorsque la fuite des éléments meubles est entravée par quelque obstacle, les accumulations se disposent perpendiculairement à la direction de la houle moyenne, de telle sorte que la dérive littorale due aux houles latérales de droite soit, à court terme, compensée par celle due aux houles latérales de gauche. Ces accumulations sont donc relativement stables; dans certains cas cependant elles reculent frontalement.

Plages adossées

Les accumulations adossées à un rivage de terre ferme ne peuvent pas sensiblement reculer, ou du moins ce mouvement est très ralenti. Aussi sont-elles assurées d’une plus longue vie que les accumulations, que rien ne soutient par derrière. La disposition du rivage à l’arrière de ces plages dicte en partie leur plan. Aussi distingue-t-on différentes plages:

Les plages encastrées dans une anse . – Les plages encastrées entre deux avancées du littoral n’exportent latéralement aucun élément meuble, et on peut les qualifier d’accumulations fermées. Elles sont constituées d’éléments balayés sur l’estran par les houles, ou parfois, quand il s’agit de galets, apportés en flottation par des algues à crampons. Si, avec les variations des houles, les sédiments peuvent se déplacer de droite et de gauche, ou du haut au bas de la plage, une fois entrés dans le circuit ils n’en sortent plus, sinon, pour les sables les plus fins, pour aller constituer des dunes, quand le relief de l’arrière pays le permet. L’évolution normale de ces plages d’anse est donc un enrichissement progressif en gros matériel, avec parfois la constitution en haut de plage de plusieurs crêtes parallèles de galets, adossées les unes aux autres.

Ces plages d’anse sont souvent adossées à une falaise, mais il ne s’agit pas forcément là de la substitution d’un phénomène d’accumulation à un phénomène d’abrasion: la falaise recule par à-coups, lors des démaigrissements de la plage qui permettent aux vagues de l’attaquer directement; ces accidents ont beau être espacés dans le temps (parfois la falaise n’est atteinte de cette façon qu’une fois par siècle), on ne saurait parler de falaise morte, mais tout au plus de falaise en sommeil.

Même là où l’on observe une crête bien individualisée nettement en avant de la falaise, l’accumulation étant en quelque sorte construite devant la falaise et non contre elle, il peut arriver que les sédiments soient temporairement entraînés en bas de l’estran, ou même sur l’avant-côte, et qu’alors la falaise soit attaquée. Cela explique que son plan soit si bien en accord avec celui de l’accumulation, puisqu’ils obéissent aux mêmes forces.

Le plan de ces plages d’anse est généralement arqué, parce que la partie droite de la plage est protégée par le promontoire de droite contre les houles latérales venant de la droite, et tend par conséquent à faire face à la gauche; il en va inversement de la partie gauche. Dans des cas extrêmes, la plage peut former presque un demi-cercle. Les diagrammes de résultantes locales des houles permettent en général de rendre compte du plan des plages arquées (fig. 12).

Les plages adossées à une falaise rectiligne . – Devant les falaises dont le plan d’ensemble est grossièrement rectiligne (ou du moins ne comporte aucune avancée susceptible de bloquer la dérive des sédiments), on rencontre des plages de transit, sur lesquelles tombent les matériaux arrachés à la falaise, et le long desquelles ils sont progressivement évacués latéralement. Si le plan d’ensemble de la plage comme de la falaise est dicté par la résultante des houles locales (ou houle moyenne), la dérive ne s’opère que par saccades, lorsque intervient telle houle oblique. Sur la côte du pays de Caux, par exemple, ce sont des houles d’ouest qui repoussent vers le nord-est les galets de silex qui formeront plus loin le poulier du Hourdel.

Les plages adossées à un littoral bas . – Lorsque la mer s’est installée sur la partie inférieure de longs versants en pente douce, le littoral s’est façonné à mi-pente, et la plage s’adosse à un bas-pays. Elle est le produit du balayage de l’estran et de l’avant-côte, qui ont donc subi une certaine érosion, suivie de l’exportation vers le large des particules fines, tandis que les particules grossières s’accumulaient sur le littoral. À l’origine, le littoral s’installe le long d’une courbe de niveau du relief ainsi ennoyé, mais l’effet de la dérive littorale est de régulariser le rivage: sur les flancs des saillants initiaux, le littoral est oblique par rapport à la houle moyenne, et les sédiments ne peuvent s’y maintenir. Par contre, les rentrants les moins importants sont entièrement comblés par les sédiments marins, et, si les irrégularités originelles n’étaient pas trop importantes, la plage finit par être rectiligne, et adossée, sur une grande longueur.

Quant aux rentrants les plus importants, ils tendent à être barrés par des accumulations détachées du rivage initial, et qui, selon les cas, ne sont accrochées qu’à une seule extrémité (flèches), ou le sont aux deux bouts (cordons).

Flèches

La formation des flèches résulte de l’action complémentaire de deux facteurs: en premier lieu, la dérive littorale sur les plages voisines fournit les matériaux constitutifs (avec un petit apport complémentaire dû au balayage de l’estran ou de l’avant-côte par la houle); la coalescence des barres d’avant-côte détermine ensuite l’agencement de ces matériaux, aboutissant à différentes positions de flèches.

Processus de formation. – Sur une plage en équilibre avec les houles moyennes, toute dérive vers la droite est compensée, à court terme, par une dérive vers la gauche. Mais ceci n’est vrai que pour des plages d’étendue illimitée, ou sur des plages fermées aux deux extrémités. Lorsqu’une plage se termine sur un rentrant du littoral, les sédiments entraînés à cette extrémité sortent du système, et ne pourront plus être ramenés à leur position initiale quand surviendront les houles obliques de sens contraire; en l’absence de tout autre phénomène, ces sédiments formeraient dans le prolongement de la plage un amas confus et surbaissé.

Lors des périodes de houle longue, les grandes vagues déferlent dès que la profondeur diminue suffisamment (donc, entre autres, quand elles atteignent ces amas confus). Sous le déferlement, il y a mise en suspension du sable, qui se dépose de part et d’autre sous la forme de grandes rides parallèles aux crètes de houle. Ce phénomène se produit dans bien d’autres cas, et ces grandes rides sont connues sous le nom de barres d’avant-côte (cf. BARRE - Océanographie). Comme l’amas initial ne s’étend pas très loin au-delà de la plage d’où il est parti, la diminution de profondeur génératrice du déferlement est d’autant plus en retrait par rapport à l’alignement de cette plage que l’on en est plus loin: les barres d’avant-côte sont donc, dans ce cas particulier, recourbées en crochet à leur extrémité libre (fig. 13).

Les houles courtes et hachées qui surviennent ensuite repoussent vers l’arrière l’ensemble des barres d’avant-côte formées à la fin d’une tempête, et les entassent en une seule grande accumulation, qui finit par émerger: cette accumulation, qui est dans l’alignement de la plage lui donnant naissance, est une flèche à pointe libre. Chaque période de tempête suivie d’une période de calme relatif modèle ainsi sa propre flèche recourbée en crochet, et l’on voit parfois, sur des accumulations sableuses qui évoluent plus vite que les accumulations de galets, jusqu’à une vingtaine de crochets se former chaque année (fig. 14). Restant actifs peu de temps, ces crochets sont peu recourbés. Mais sur les flèches de galets, un crochet peut rester plusieurs années exposé aux houles avant d’être protégé par son successeur, et il se recourbe alors fortement, parce qu’il n’est battu que par les houles les plus latérales, vis-à-vis desquelles il finit parfois par se comporter comme une accumulation de fuite. Le crochet terminal du Sillon du Talbert (fig. 15) est l’un des plus curieusement recourbés qui soient, et il a lui-même une structure à crochets multiples.

Disposition des flèches . – Les flèches à pointe libre font donc face aux houles moyennes, et le jeu de la dérive littorale entretient cet équilibre. Mais, nécessairement, chaque phase de dérive en direction de l’extrémité libre y apporte de nouveaux matériaux, qui permettront l’allongement de la flèche et la constitution d’un nouveau crochet, tandis que les parties les plus anciennes de l’accumulation démaigrissent peu à peu, et reculent jusqu’à ronger presque entièrement les anciens crochets (fig. 16).

Un cas particulier de flèches est représenté par les flèches azoviennes . Elles se forment obliquement par rapport au rivage, là où la direction des houles moyennes est très sensiblement oblique par rapport au rivage. Le plus bel exemple se trouve sur la rive nord de la mer d’Azov, où est réalisée la périodicité caractéristique de telles accumulations (fig. 17).

Les flèches peuvent même être quasi perpendiculaires au rivage, dans le cas des flèches de mi-baie , qui se forment là où la profondeur initiale était telle que les houles longues déferlaient, ou, plus précisément, un peu en retrait par rapport à cette ligne, puisque ces flèches sont dues à la coalescence, au cours de leur recul, des barres d’avant-côte formées par le déferlement. Deux flèches de mi-baie peuvent aller à la rencontre l’une de l’autre, parties des deux flancs d’une baie allongée, mais sont généralement décalées en position l’une par rapport à l’autre, et forment une sorte de chicane où passent les courants de marée qui desservent le fond de la baie.

Lorsqu’une flèche s’avance en travers d’un estuaire, surtout dans les mers à marée où un courant vigoureux parcourt régulièrement la passe, toute avancée de la flèche est compensée par une érosion de la berge opposée. On désigne alors la flèche qui progresse sous le nom de poulier , et la berge qui recule sous le nom de musoir . Le couple poulier-musoir se rencontre par exemple à la sortie de la rivière d’Étel (Morbihan), à celle du bassin d’Arcachon, et surtout aux débouchés des rivières picardes (fig. 18).

Même en l’absence d’estuaire, la flèche qui tend à barrer un important rentrant du rivage, et à enfermer ainsi une étendue d’eau qui peut être importante, parvient difficilement à s’ancrer sur l’autre berge, parce qu’il y a presque toujours des échanges d’eau entre la mer et l’étang, échanges qui entretiennent ou ressuscitent la passe. C’est le cas des étangs languedociens, où la passe porte le nom de grau (fig. 19). La lagune ainsi plus ou moins isolée de la mer prend des caractères particuliers, ses eaux pouvant se dessaler sensiblement, ou, au contraire, par évaporation, se sursaler. Les houles internes des langunes façonnent le revers de la flèche, tandis que les régions les plus reculées s’envasent. Les noms locaux de telles lagunes sont parfois pris comme termes géographiques, et l’on parlera de haffen (d’après les lagunes de la Baltique méridionale) ou de limans (d’après celles de la côte ukrainienne de la mer Noire) sans que ces termes désignent des variétés particulières de lagunes.

Cordons littoraux

Les flèches qui parviennent à isoler complètement de la mer l’étendue déprimée qui s’étend derrière elles sont appelées cordons littoraux . Une fois constitués, les cordons évoluent comme des plages adossées, puisqu’ils ne souffrent plus de cette perte de matériaux à l’extrémité libre qui cause à la fois l’allongement des flèches, et leur amincissement. Ils restent cependant fragiles, en ce sens qu’une intervention de l’homme, comme l’extraction inconsidérée de matériaux, ou un cataclysme naturel, comme une très forte tempête survenant à haute mer, peut entraîner leur rupture provisoire ou permanente.

Ils enferment des étangs, généralement d’eau douce, qui se vident au travers du cordon, ou bien se déversent les uns dans les autres comme c’est le cas sur la côte des Landes.

Le recul frontal des cordons est plus rapide au centre qu’aux extrémités; aussi sont-ils de plus en plus arqués, et, lorsque les matériaux qui les constituent ne sont pas assez abondants pour permettre cet étirement, ils se rompent. Les très longs cordons ne peuvent d’ailleurs pas se maintenir intacts, et se rompent de place en place, comme c’est le cas dans la chaîne de cordons littoraux de la côte est des États-Unis; chaque tronçon se termine alors, du côté de la passe, par une flèche à crochets, ou par une accumulation de fuite, plus ou moins parallèle à l’axe de la passe.

Lorsqu’une île se trouve en avant d’un rentrant du littoral, elle est parfois rattachée à celui-ci par un cordon qui fait face aux houles, mais constitue cependant une sorte de tombolo: c’est par exemple le cas de celui qui ferme la mer de Gâvres (fig. 20).

Seules les principales accumulations meubles littorales ont été évoquées ici: il existe en effet une extrême variété de formes; mais toutes peuvent s’expliquer par le jeu des houles.

Par contre, dans les accumulations meubles construites sur le littoral par l’action des fleuves, seuls les remaniements de leur bord externe par la mer obéissent aux lois régissant les accumulations marines.

3. Accumulations vaseuses littorales

Bien différentes des plages et des cordons sont les accumulations vaseuses: elles se caractérisent par la présence, dans le sédiment, d’une fraction fine suffisamment abondante pour assurer la cohésion de l’ensemble, de sorte que les particules ne peuvent répondre individuellement aux sollicitations des houles ou des courants, aussi longtemps que le sédiment n’a pas été dissocié. Ces particules fines sont apportées en suspension par les courants (courants de marée, ou dérive de l’eau le long de la côte), et se déposent là où l’eau est calme, en se mêlant tant aux grains de sable apportés par le vent qu’aux éléments préexistants, qui peuvent être des sédiments marins ou des sédiments continentaux. La vase ainsi formée [cf. SÉDIMENTOLOGIE] comporte une proportion de particules inférieures à 50 micromètres, ou pélites, comprise entre 2 ou 3 p. 100, quantité indispensable pour assurer la cohésion de l’ensemble à 100 p. 100.

La vase est relativement stable une fois déposée, sauf à être parfois localement entaillée en microfalaises, et cette stabilité permet sa colonisation par la végétation. La présence ou l’absence de la végétation halophile installée sur les vases permet de distinguer dans les accumulations vaseuses deux variétés: la vasière nue, ou slikke , et le présalé, ou schorre . Ce dernier occupe les régions les moins fréquemment submergées. Dans les pays intertropicaux, les vasières les moins fréquemment submergées portent une végétation halophile arbustive et non herbacée, et cette formation végétale à palétuviers prend le nom de mangrove .

Une vasière où s’est installée la végétation peut être, sous certaines conditions, fermée de digues et transformée en terres agricoles. On lui donne alors le nom de marais .

Une étude plus détaillée des vasières littorales naturelles sera donnée dans l’article MARAIS ET VASIÈRES.

4. Accumulations sablo-vaseuses du bas de l’estran

La partie médiane et inférieure de l’estran est souvent caractérisée par sa faible pente. Les houles y sont peu actives, mais les eaux ne sont quand même pas assez calmes pour que des particules fines s’y déposent en abondance. On a là des sédiments sableux à faible teneur en pélites, autrement dit des sables faiblement vaseux, réagissant mal aux sollicitations des mouvements de la mer. Ces sédiments sont, très lentement, façonnés par les houles et les courants; ce sont souvent des amas confus, parcourus à marée basse par des filets d’eau qui y façonnent des vallées très évasées. Leur surface est souvent marquée de rides de plage [cf. SÉDIMENTOLOGIE] dues à la houle le plus souvent, parfois aux courants. À l’arrière des îlots, là où deux flots se rejoignent à marée montante, on a souvent sur cet estran aux formes molles une sorte de dosseret, de monticule allongé, pour lequel le terme français de gois semble être la meilleure traduction du mot néerlandais wantij qui est employé par certains auteurs.

En bien des points de cet estran inférieur et sans relief, c’est à peine si l’on peut parler d’accumulation marine: le plus souvent, il s’agit plutôt de remaniement par la mer de sédiments antérieurs à la transgression, remaniement très lent et encore bien incomplet, donnant simplement l’apparence de sédiments marins à des formations continentales un peu lessivées, un peu roulées, un peu triées.

Dans les parties les plus ouvertes sur le large, l’action des houles sur le fond est cependant assez sensible pour balayer vers le littoral bien des éléments meubles, qui n’atteindront pas pour autant les plages proprement dites. Dans ce cas, c’est à juste titre que l’on parlera d’accumulation marine, même si les formes de relief ainsi engendrées sont peu caractéristiques.

5. Accumulations sous-marines

Le fond des océans a été longtemps considéré comme plongé dans un profond sommeil morphologique; s’il est vrai que les agents de transport usuels y sont peu actifs, surtout à grande profondeur, certains facteurs, qui n’agissent qu’épisodiquement au voisinage de la côte et y sont masqués par la prédominance du déferlement et des courants de marée, prennent une grande importance relative sur la plateau continental et sur l’escarpement continental. Par contre, dans le domaine abysso-pélagique, à la fois profond et loin des côtes, les remaniements de sédiments sont rares, et l’essentiel de leur répartition est dicté par la nature de la pluie sédimentaire tombée de la surface.

Le domaine abysso-pélagique

Dans les grands fonds océaniques de 3 000 à 5 000 mètres de profondeur où se trouve habituellement le plancher des océans, dès lors que la distance de l’escarpement continental est supérieure à 200 ou 300 kilomètres, et que de surcroît aucun relief sous-marin majeur ne domine la plaine abyssale, il ne s’accumule sur le fond que le produit de la pluie venue de la surface, sans que les mouvements latéraux des sédiments posés sur le fond modifient sensiblement la répartition initiale.

Les sédiments tombés de la surface se répartissent en trois grandes catégories: d’abord les sédiments terrigènes grossiers entraînés loin au large par les glaces flottantes, et qui sont lâchés par elles lorsqu’elles fondent; ensuite les sédiments terrigènes très fins transportés en suspension dans l’eau; enfin les sédiments organogènes, composés pour l’essentiel des tests de la microfaune planctonique. Ces divers sédiments, et leur répartition spatiale, seront étudiés en détail dans l’article SÉDIMENTOLOGIE.

La répartition initiale des sédiments pélitiques, dans lesquels l’argile, au sens granulométrique du terme [cf. ARGILES ET MINÉRAUX ARGILEUX], joue un rôle important, peut être modifiée par gravité aussi longtemps que le tassement n’est pas effectué et que la couche superficielle se présente encore comme une boue très fluide: les boues déposées sur les reliefs mineurs vont se concentrer dans les bassins voisins, à l’intérieur desquels elles tendent à se disposer presque horizontalement. Quand deux bassins de profondeur différente sont en communication par un étroit passage traversant les reliefs qui les séparent, les sédiments se déposent horizontalement dans chacun d’eux, mais il semble y avoir un certain écoulement boueux dans le passage, de telle sorte que le bassin inférieur reçoive un apport de boue en provenance du bassin supérieur.

Les abords des reliefs et du précontinent

Lorsque la pente est plus sensible, et que des apports continentaux sont possibles autrement que par flottation ou en suspension, les caractères du fond changent: grâce à la pente, des mouvements de sédiments, massifs et soudains, sont possibles; ils sont souvent déclenchés par des séismes, ou par de grandes tempêtes, durent peu de temps, et sont séparés par des intervalles dont l’unité de durée la plus courante semble être le millénaire.

À cause du rôle que semble jouer dans ces sortes d’éboulements la présence de boue dans l’eau, on désigne souvent ce phénomène sous le nom de courants de turbidité (cf. courants de TURBIDITÉ ET GLISSEMENTS SOUS-AQUATIQUES) et les dépôts ainsi engendrés sous le nom de turbidites . En réalité, le fait que l’eau soit boueuse n’est pas à l’origine de la plupart de ces mouvements: c’est un phénomène secondaire dû au fait que, dans un sédiment qui s’éboule sous l’eau, les particules fines se mettent en suspension presque immédiatement. Mais en effet la turbidité de l’eau, une fois acquise, change la nature du phénomène, et prolonge au loin son action: c’est que l’eau boueuse, par sa densité, est apte à couler sous l’eau propre à la façon d’un torrent, exerçant une action érosive sur le fond, et dotée d’une compétence d’autant plus grande que sa différence de densité avec les éléments solides est moindre que celle de l’eau propre.

Un courant de turbidité (mieux vaudrait dire un écoulement de turbidité) une fois déclenché est donc apte à transporter très loin des éléments de toute taille, et les déposera progressivement, à la façon d’un fleuve, au fur et à mesure que sa vitesse, donc sa compétence, diminuera, c’est-à-dire en arrivant en plaine. Comme par ailleurs l’écoulement est temporaire, et qu’en un lieu donné, après avoir été très rapide dès le début il ralentit ensuite, les dépôts, d’abord grossiers, deviennent de plus en plus fins, et chaque cataclysme engendre donc la formation d’un lit de sédiments de taille décroissante vers le haut: des cailloux à la base, puis des graviers et des sables, enfin des pélites. Le cataclysme suivant déposera un autre lit identique, et c’est à un ensemble de lits de ce genre que l’on donne le nom de turbidites (fig. 21). Certains géologues attribuent à des courants de turbidité la formation du flysch.

La plate-forme continentale

Sur le plateau continental, beaucoup d’accumulations sédimentaires sont d’origine sub-aérienne, et datent de l’une des grandes régressions quaternaires. Toutefois, il est hors de doute qu’il y a eu des remaniements par la mer, assez comparables à ceux qui ont été évoqués par les accumulations sablo-vaseuses du bas de l’estran.

C’est ainsi que la partie externe des plateaux continentaux, du moins lorsque la profondeur ne dépasse pas 250 mètres et lorsqu’une vaste étendue océanique s’étend au large, est généralement tapissée de dépôts assez grossiers, sables, graviers, et même galets sur l’extrême bord de l’escarpement, ce qui implique qu’un agent marin assure l’évacuation de toutes les particules plus fines. Il ne semble pas qu’on puisse trouver une meilleure explication que le frottement sur le fond des très grandes houles océaniques, frottement qui suffirait à déplacer par roulage ou saltation les sables fins et moyens, et à mettre les pélites en suspension: certes ces mouvements se font tantôt dans un sens et tantôt dans l’autre, mais la partie n’est pas égale entre les mouvements vers la côte, d’où les sédiments reviennent aisément, et les mouvements vers le large, car les sédiments tombés sur l’escarpement continental ne reviendront plus.

Ce qui renforce l’idée d’une action des grandes houles sur le fond, c’est le fait que les accumulations vaseuses du plateau continental se trouvent généralement dans les secteurs protégés par de petits reliefs du côté du large. Ces accumulations vaseuses, souvent peu épaisses parce qu’il y a peu de temps qu’elles ont commencé à se former (depuis la dernière transgression) peuvent, quand elles sont faites de vases molles, évoluer par aplanissement fluide à la manière des boues des grands fonds. Plus souvent, elles sont faites de vases sableuses, et forment des monticules très surbaissés.

Les sables, plus meubles, se disposent en accumulations mieux individualisées: les ridins sont de grandes rides parallèles les unes aux autres, pouvant atteindre une quinzaine de mètres de commandement, façonnées par les courants de marée en général (elles se disposent alors parallèlement à la direction du courant), et quelquefois par les houles (elles se disposent alors perpendiculairement à la direction de propagation des houles). On désigne parfois les ridins sous le nom de dunes hydrauliques (fig. 22).

Sur les versants faisant face au large, les sédiments meubles sont poussés vers le haut par les houles, et tendent à redescendre par gravité. L’équilibre entre les deux forces aboutit à façonner des versants à pente constante, mais faible, que l’on désigne du nom de glacis-plaines .

Lorsque les houles l’emportent sur la gravité, et que ces glacis-plaines sont remontés par plus de sédiments qu’il n’en descend, on a souvent, au-delà du relief auquel ils s’adossent, une accumulation de sédiments à versant convexe, qui, lorsque le franchissement du relief est limité à certains points, prend l’aspect d’un delta sous-marin (fig. 23).

Les courants sont aptes à creuser dans les sédiments, lorsqu’ils sont resserrés entre deux reliefs. Dans ce cas, ils construisent, au débouché des passes, des accumulations transversales à leur direction, généralement arquées, auxquelles on donne le nom de barres . Lorsqu’il s’agit d’accumulations longitudinales, localisées à l’abri d’un petit relief isolé, on parle simplement de bancs .

Toutes les accumulations sous-marines du plateau continental sont généralement explicables par le jeu conjugué du frottement de la houle sur le fond, des courants, et de la descente des sédiments par gravité le long des versants.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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