GEOMORPHOLOGIE DYNAMIQUE INTRODUCTION Le but de ce

GEOMORPHOLOGIE DYNAMIQUE
INTRODUCTION
Le but de ce cours est d’apporter des clés d’interprétation des paysages au travers de la
Géomorphologie et de la Géologie. Il met en exergue les relations fondamentales entre le
climat et les formes du relief terrestre. Dans toutes les zones de cette planète, on peut
identifier des formes de relief dont la mise en place provient de différents mécanismes
naturels dont ceux liés au climat. Ce cours se veut avant tout être une initiation à l’étude de
certaines familles de relief et une introduction à la science qui les étudie : la géomorphologie,
ici approchée dans sa dimension dynamique, mais également d’y replacer l’homme dans son
contexte naturel. Au fil du temps, il est devenu une composante de plus en plus efficace dans
ces dynamiques morphoclimatiques en favorisant certains processus et en déstabilisant des
équilibres naturels pluri millénaires ;
Ce cours mettra donc l’accent sur plusieurs approches :
- l’aspect dynamique est fondamental : l’étude des processus dominants dans l’établissement
des grandes formes de relief permet de mettre l’accent sur quelques mécanismes
fondamentaux où sont mis en exergue les principaux agents naturels : l’eau, l’action du froid
par le gel, l’action du chaud, du vent …
- l’aspect systémique est important : en effet, dans la nature, aucun mécanisme n’agit de façon
isolée, mais plutôt en combinaison, en interaction les uns avec les autres. Les formes de relief
découlent directement de cette interaction dynamique ;
- les grands domaines morphoclimatiques : certaines familles de formes ne se rencontrent qu’à
certaines latitudes ou altitudes et sont issues directement de certains mécanismes privilégiés.
Deux exemples peuvent être étudiés en priorité pour illustrer cette spécificité liée au
déterminisme naturel : les domaines morphoclimatiques glaciaires et périglaciaires et les
domaines arides chauds.
Chapitre 1 : Paysages littoraux
C’est le travail de la mer qui façonne le paysage. La remonté du niveau marin est la
conséquence de la fonte glacière et de la dilatation thermique des océans  réchauffement
(théorie du glaçon).
Le bilan = résultat de deux actions opposées, si elles sont de même intensité elles s’annulent,
sinon un bilan soit positif, soit négatif. Bassin d’Arcachon bilan négatif car perte de sable 
la mer avance (photo diapo).
L’avancement de la mer vers les zones de végétation devient un problème qui prend de
l’ampleur.
On divise les espaces littoraux en 2 domaines :
- les côtes de submersion (l’eau submerge le continent, rentre
dans le continent)
- les côtes d’émersion (celles qui se soulèvent, le
continent qui ressort de l’eau)
75% des zones littorales sont en contexte de submersion.
I - Morphologie des estrans
A) Estrans sableux de graviers et de galets
Estran : correspond à la zone de l’ensemble de la plage  plage sous-marine (celle qui se
passe dans l’eau) et plage proprement dite (celle qui se passe hors de l’eau).
La plage fonctionne par une rampe pré-littorale (= lien entre la partie aérienne de la plage et
celle sous-marine).
Plateau continental = 10 m de profondeur (chercher détails) .Le sable amené provient du
plateau continental. Il n’a pas toujours était sous l’eau.
ZONATION D’UNE CÔTE SABLEUSE
Les vagues sont le moteur de l’érosion littorale. L’action de la houle est importante car elle
mobilise de l’énergie pour amener le sable. Cette houle est maximale dans 2 situations :
- présence de marées (marnages), 2 à 3m en Aquitaine, 6 à 7m au
Mont Saint-Michel + vents - lors des grandes tempêtes, l’essentiel de l’érosion se forme
 l’eau pénètre plus profondément contre les terre, et tape le sable.
L’espace soumis à l’alternance des marées représente l’essentiel de l’érosion du littoral.
La granulométrie des éléments = taille des grains que l’on trouve dans ces estrans. On y
trouve des argiles, du limon, des sables, des graviers, des galets. Plus on s’éloigne de la
montagne est plus la granulométrie diminue. La taille des éléments qui se déplacent est
proportionnelle à la force utilisée pour les déplacer.
Origine possible de ces matériaux : un héritage, matériaux provenant de périodes
climatiques plus anciennes.
MORPHOLOGIE D’UNE CÔTE SABLEUSE ET A CORDONS DE GALETS
Profil de la plage : il permet de mettre en place différents types d’espaces sur la plage.
ZONATION DES SECTEURS DE LA PLAGE
Les courants-marins peuvent se classer en 2 catégories :
- les courants océaniques
- les courants marins côtiers rôle important dans les
littoraux sableux
 dérive littorale : courant du N vers le S qui en Aquitaine, est parallèle à la plage. Elle joue
un rôle important dans la dynamique globale du littoral, c’est elle qui exporte une grande
partie des sables.
L’étude des profils doit être fait à plusieurs saisons, notamment parce-que ce profil est
susceptible de se modifier dans l’année.
PROFIL SCHEMATIQUE DE LA PLAGE SOUS MARINE
Dunes hydrauliques = dunes formées non sous l'action du vent, mais par celle du courant
marin, sous la mer.
Baïnes = petites cuvettes qui se remplissent d’eau à marée haute et qui se vidange a marée
basse 2 fois par jour.
Berme = détermine le contact avec le haut de la plage
B) Les marais salés intertidaux
Ce sont des zones relativement plates. Intertidale = compris entre les 2 marées (haute et
basse). Les espaces au-delà sont les espaces supratidaux (eux ne sont jamais concernés par
les marées), et les espaces infratidaux (en-dessous de la mer).
Cette marée organise l’agencement de ces espaces. La zonation reprend 3 types d’espaces :
- espace recouvert par la marée = la slikke
- espace très peu recouvert par la marée, recouvert très
rarement par les marées hautes, marées de haut coefficient = le schorre
- espace où la marée n’y
pénètre que de façon exceptionnelle = les prés salés
SLIKKE, SCHORRE ET PRES SALES DANS LA BAIE DU MONT SAINT MICHEL
1) la slikke
Zone recouverte à chaque marée haute, et qui sont hors de l’eau à marée basse. Le fait
qu’elle soit recouverte fréquemment empêche la végétation supérieure de se développer.
Les algues peuvent coloniser ces espaces. En général ce sont des espaces relativement plat,
encadré par les chenaux de marée  amène l’eau et la retire. On parle également de vasière
pour ces espaces, parcourue par un ensemble de chenaux ramifiés, c’est-à-dire structurés
des plus gros vers les plus petits (estey pour le bassin d’Arcachon). L’homme en a modifié le
fonctionnement et il a protégé les espaces qui n’était pas souvent recouvert la marée 
protéger les zones de schorres et de prés salés.
2) les marais maritime : schorre et prés salés
L’extension de ces zones dépend de 2 facteurs importants : l’intensité des marées et la pente
de l’estran. Ces secteurs ont très peu d’expansion mais ont un très grand développement sur
toute la côte Atlantique. En contact avec les estuaires ces espaces ont un développement
important. Dans ces estuaires on a une forte production d’éléments fins (argiles, vases,…)
qui vont venir colmater certains secteurs et augmenter la surface de ces marais maritimes.
On va trouver ces secteurs aussi en contact avec les grands fleuves, avec une grande
extension aux abords des grands fleuves de la plante (l’Amazone et l’Orénoque). Cette
dynamique de comblements fini par protéger des espaces où l’eau ne pénètre que très peu
 zone de schorre et de prés salés. Dans ces deux zones la végétation y est beaucoup plus
développée parce-que l’eau de mer n’y pénètre que très rarement (on appelle ces secteurs
des herbus au niveau du Mont Saint-Michel).
En zone tropicale on trouve la mangrove qui va présenter une zonation équivalente partant
des milieux les plus salés vers les milieux d’eau douce. C’est notamment une zone où on va
trouver une végétation particulière : les palétuviers  arbres de grande taille ayant un
encrage racinaires très important supportant la submersion par l’eau.
LES DIFFERENTS SECTEURS D’UNE MANGROVE
II – Cordons et dunes littorales
Action des vagues = cordons - action des vents = dunes littorales
 accumulation de matériaux dans des secteurs hors de l’eau et qui traduisent les actions
de sédimentation.
A) Les cordons littoraux
Ils traduisent toujours un apport en sédiments importants : sables, graviers, des galets.
Souvent ils réunissent 2 îles entre elles (Saint Pierre et Miquelon) ou une île à un continent
(Tombolo). L’ensemble de ces cordons se mettent en place grâce à l’action des courants
marins. Parfois à l’arrière de ces cordons peuvent se développer des zones de marais ou de
lagunes. On retrouve ces zones d’accumulation de cordons dans les zones froides car il y a
des courants marins tout à fait considérables.
Autre exemple d’accumulation  les lidos = accumulation de sable qui se forme à l’avant
avec le mouvement des vases.
B) Les dunes littorales
1) L’édification des dunes
L’origine du sable provient du haut de la plage. Ce sable vient s’édifier à l’arrière de cette
plage en formant ainsi des cordons dunaires. Cette dynamique ne peut se mettre en place
qu’avec du vent ( élément moteur) qui soit souffler de façon constante et relativement
intense.
Ces dunes accompagnent les variations du niveau marin et à plusieurs reprises sur les côtes
Aquitaine et ailleurs, ces variations ont généré des cordons dunaires (lignes de dunes). Les
anciens réalimentant les nouveaux.
L’important stock sableux disponible en Aquitaine a permis la mise en place de cordons
dunaires relativement larges organisés autour de 2 types de dunes : dunes barkhanoïdes et
dunes paraboliques.
2) Les champs de dunes
Ils se forment lorsque le matériau sableux est suffisant et s s’organisent en cordon parallèle
successifs. Ils vont venir modifier l’hydrographie de leur secteur.
LES SYSTEMES DUNAIRES AQUITAIN
LA DUNE AQUITAINE ET SES COMPOSANTES
On va trouver 2 formes principales d’érosion :
- le caoudeyre :
- plaque de déflation :
La mobilité des formes sous l’action du vent mais aussi en rapport avec la végétation. Plus le
système est végétalisé plus il est stable potentiellement.
III – Les embouchures
Les cours d’eau fournissent à la mer des sédiments qui pour partie viennent s’accumuler
dans ces embouchures. Ce sont des matériaux fins à très fins car les cours d’eau n’ont pas
une grande capacité de transport et pour l’essentiel ce sont des particules assez fines
(argiles), si le cours d’eau à une plus grande capacité ce sont des limons.
Dans ces embouchures on va trouver 2 objets importants :
- les estuaires = pénétration des terres dans la mer
- les deltas = constructions sur la mer
A) Les estuaires
Ce sont des espaces d’interface entre les eaux marines d’une part et les eaux continentales
d’autre part. Donc ce sont des interfaces intéressantes sur le plan dynamique parce-qu’ elles
vont fonctionner de façon différente par rapport à la marée et aux arrivées d’eaux
continentales. Le mélange de ces deux eaux va amplifier, favoriser la dynamique des dépôts.
Une des caractéristiques de ces estuaires est la présence de vase en grande quantité. Elles
vont au fil du temps constituer le bouchon vaseux. Ce bouchon vaseux bouge en fonction
des flux d’eau et de la marée. Tous les estuaires présentent plus au moins un bouchon
vaseux.
A la base ce sont des milieux de grande biodiversité car ils abritent ou abritaient une
profusion de formes de vie à la base de chaine alimentaire  rôle écologique fondamental.
Ce sont des milieux où la dynamique est très rapide ce qui complique considérablement la
navigation. A chaque marée se met en place des bancs de sable, notamment à marée
montante (le flot = courant amené par la marée montante) ainsi que des dunes hydrauliques
à marée montante et descendant.
Un certain nombre de ces espaces sont aménagés par l’Homme. On y recreuse des chenaux
de navigation, on met en place un certain nombre de protections. Mais parfois mise en place
d’un banc d’arguin qui se met dans place dans les chenaux. Des profondeurs faibles et
mobiles.
Les zones d’estuaires sont des zones basses. Si l’arrivée d’eau douce en grande quantité
coïncide avec la montée de la marée pendant une période, les eaux ne peuvent pas
s’évacuer  niveau d’eau de l’estuaire qui monte, puis au bout d’un certain temps
inondation (conjonction de phénomènes = conjonction de la marée + arrivée d’eau douce +
parfois tempête).
B) Les deltas
C’est aussi une interface entre eau marine et eau continentale mais là une dynamique un
peu différente. La construction deltaïque amène une avancée du littoral sur la mer. Il faut
que la quantité de matériau amené soit supérieure à la quantité qui part par l’érosion.
On ne va pas retrouver des deltas partout. On les retrouve aux débouchés des grands fleuves
de la planète. Les deltas peuvent se mettre en place dans des zones où l’érosion est
importante (tant que le bilan reste excédentaire). Souvent on retrouve les plus beaux deltas
dans les mers intérieures (fermées ou semi-fermées). Tous les deltas de la planète sont
récents en terme géologique parce-que le niveau marin ne fait que fluctuer en permanence.
FORMATIONS SEDIMENTAIRES CONTINENTALES ET MARINE DANS LE DELTA DU RHONE
Deux choses importantes se passent dans l’évolution des deltas au niveau planétaire :
- remontée du niveau marin à un rythme assez soutenu
- diminution très forte de la fourniture en
matériau liée à l’implantation et à la multiplication des grands barrages hydro-électriques
(36 000 dans le monde gros barrages  aucun cours d’eau n’est épargné). Ces barrages vont
retenir les plus gros matériaux, d’où impossibilité de construire un delta.
CHAPITRE 1 : LES PAYSAGES LITTORAUX
IV) LES PLAINES ET DEPRESSIONS SUBLITTORALES
Entre les cordons littoraux et la ligne de rivage atteinte primitivement par la transgression
flandrienne s'étendent des plans d'eau peu profonds et des marais plus ou moins saumâtres,
qui se comblent, peu à peu, en raison d'apports sédimentaires venus de la mer et du continent,
ou de l'accumulation de matière organique. Dans les régions arides tropicales, ces étendues
soumises à une évaporation intense sont occupées par des sédiments algo-laminés et des
évaporites.
On rencontre aussi, sur les littoraux de submersion, des étangs salés correspondant à
l'envahissement de dépressions sublittorales d'origine tectonique. Ces plans d'eau ne
communiquent parfois avec la mer que par un canal entaillé dans une barre rocheuse : Étang
de Berre. Les échanges avec la mer sont, par contre, importants dans le cas des barrières
coralliennes. Les zones conquises sur la mer par les entreprises humaines constituent des
milieux particuliers, perpétuellement menacés d'inondation : polders néerlandais.
A) LAGUNES, BASSINS ET ETANGS
Les lagunes occupent des dépressions s'allongeant parallèlement au versant continental, à
l'abri d'un cordon de sable ou de galets généralement percé d'ouvertures assurant les
communications avec la mer et permettant aux eaux continentales de s'écouler. Le dépôt de
sédiments fins, d'origines marine et continentale, réduit peu à peu la profondeur de ces plans
d'eau. Leur surface tend également à diminuer en fonction du recul des cordons littoraux. A
l’inverse, dans les régions soumises à un soulèvement glacio-isostatique, les lagunes et étangs
littoraux finissent par se vider et s'assécher.
Les lagunes sont d'autant plus larges que la plate-forme continentale est étendue et en pente
faible (côte orientale des États-Unis, golfe du Mexique, côte sud du Brésil, littoral occidental
de la Libye). Lorsque la pente s'accélère, elles se réduisent souvent à des plans d'eau étroits et
discontinus. Dans les mers sans marée, en l'absence d'exutoire fluvial important, on observe
habituellement des lagunes fermées, comme les étangs de la côte languedocienne où quelques
graus permettent aux eaux continentales de gagner la mer. Par contre, sur les littoraux soumis
aux courants de marée, ceux-ci entretiennent souvent de larges passes permettant une vidange
biquotidienne de la dépression : bassin d'Arcachon.
Des plans d'eau presque fermés protégés par des flèches littorales et utilisés comme abri par
les marins sont aussi appelés anses et parfois mers (anse de Kernic, Mer Blanche, Mer de
Gâvres, en Bretagne). On observe donc de nombreux types de lagunes et d'étangs littoraux
dont les fonds sédimentaires évoluent en fonction des apports continentaux et marins. La
présence d'ouverture, ou leur absence dans les cordons, est essentielle car elle conditionne les
modalités de la sédimentation sur les fonds lagunaires. Les lagunes ouvertes reçoivent plus de
sable d'origine marine, et le courant de flot y édifie des bancs émergeant parfois à marée haute
: banc de flot de l'Île aux Oiseaux dans le Bassin d'Arcachon. Les passes sont d'autant plus
larges et profondes que le courant est fort et que l'amplitude de la marée est importante. Les
passes correspondant à la présence d'un courant fluvial peuvent se fermer temporairement
lorsque le débit du cours d'eau faiblit en raison de cycles climatiques ou de détournements
accidentels ou d'origine anthropique. Il arrive également que des passes nouvelles se créent à
l'occasion d'une tempête ou du passage d'un hurricane (côte atlantique des États-Unis), par
suite d'un afflux d'eau de mer et de sédiments marins dans la lagune. Lorsque la tempête
s'apaise, le débit des rivières qui s'y jettent, gonflé par des précipitations abondantes,
contribue encore à élever le niveau des eaux. On assiste alors à des déversements sur le
cordon qui finit par se rompre, comme devant l'étang de Trunvel, en baie d'Audierne dans le
Finistère, en 1989. Les chenaux de fond des lagunes ouvertes sont entretenus par les courants
de marée et également par les écoulements fluviatiles, en particulier lorsqu'un delta se forme à
leur débouché dans le plan d'eau : delta de l'Eyre au sud-est du bassin d'Arcachon. Dans les
lagunes fermées, lorsque la sédimentation est importante, les anciens chenaux fluviatiles
tendent peu à peu à s'effacer.
Les dépressions sublittorales peu profondes qui ne sont plus soumises aux mouvements de la
marée et dont les fonds sont envahis par une végétation hydrophile, sont qualifiées de marais
littoraux. Lorsque le cordon protecteur recule, les tourbes occupant le fond du marais
affleurent sur les estrans jusqu'au niveau des basses mers, et constituent des bancs noirâtres
d'où émergent parfois des troncs d'arbres. Les plantes occupant les rivages des étangs limitent
leur érosion par des vagues, lorsque le vent souffle sur les grands plans d'eau. Les prairies
sous-marines de phanérogames freinent aussi les courants et piègent les particules entrant
dans les lagunes. La pénétration de l'eau salée favorise également la floculation et le dépôt des
sédiments en suspension fournis par les cours d'eau, ainsi que le développement d'une flore
algaire importante et la constitution de sédiments algo-laminés.
Les matériaux entrant dans les lagunes n'en sortent qu'exceptionnellement, lorsqu'ils sont
fixés par la végétation, aussi, quand le niveau de la mer se stabilise, leur profondeur diminue
et leur surface se réduit. Le destin des lagunes est alors de disparaître par colmatage pour faire
place à une plaine littorale marécageuse. La transgression marine contemporaine, en
multipliant les brèches dans les cordons, favorise la sédimentation marine dans les lagunes et
pourrait les mettre en péril sur les rivages les plus exposés. Elles laisseraient alors place à des
baies peu profondes.
B) LES SEBKHAS LITTORALES
Dans les régions sèches, en raison de l'évaporation et de l'absence de cours d'eau pérennes, le
niveau de l'eau dans les lagunes se situe le plus souvent au-dessous de celui de la mer. Les
sables entrant dans ces dépressions proviennent des oueds, ou sont fournis par les vagues de
débordement et le vent. La température élevée, la salinité et un pH alcalin favorisent la
production carbonatée sur les rivages voisins et la constitution de sables oolithiques (Côte des
Émirats-Arabes-Unis : Trucial Coast). Des conditions hyper-salines se développent dans les
lagunes fermées où, en période de basses eaux, les sédiments sont soumis à une forte
évaporation (côte sud de l'Australie). Dans les contrées très arides, à côté des croûtes salées se
développent parfois des mangroves basses et une végétation de marais maritime à Salicornia
europea et Halocnemum strobilaceum. Des tapis d'algues indurés par de l'aragonite se forment
dans les sebkhas du Golfe Persique, du golfe de Gabès, de Basse Californie, du Texas. À
proximité des cordons séparant ces zones de la mer, des stromatolithes se constituent à côté de
peuplements d'Avicennia marina. Les sédiments des zones supratidales sont fins et incrustés
par des précipitations de gypse, d'anhydrite, d'aragonite, de calcite magnésienne et d'halite
(Purser et Evans, 1973). À Abou Dhabi, les sebkhas ne sont envahies par la mer que lors des
tempêtes.
C) LES LAGONS
Les lagons sont associés aux mers chaudes, isolés par des récifs coralliens ; ils constituent des
plans d'eau relativement calmes où, selon les cas, la sédimentation est plus ou moins
organogène ou terrigène. Sur les côtes abritées par une barrière corallienne, la partie interne
du lagon est une zone de dépôts terrigènes constituant une plaine alluviale. Dans les atolls, les
dépôts sont essentiellement organogènes.
Ces secteurs présentent une pente interne. L'aspect de la pente interne dépend de son
orientation par rapport au vent : partie sous le vent abritée, et partie exposée aux vagues se
formant dans le lagon. La topographie sous-marine de ces lagons est parfois plane et tapissée
de sable calcaire. Mais le plus souvent, les fonds sableux sont hérissés des pâtés coralliens et
des pinacles de corail vivant qui peuvent affleurer : environ 2300 dans le lagon d'Eniwetoc
(îles Marshall). Il existe une zonation très précise des coraux en fonction des conditions
hydrodynamiques, de la profondeur et de la température des eaux. À Canton, dans l'archipel
des îles Phoenix, le lagon (50 km2 et 6 m de profondeur moyenne) a une morphologie
cloisonnée dans sa partie centrale. Les cloisons des cellules sont formées essentiellement de
corail très branchu en surface. On en voit aussi à Hao, aux Tuamotus, ainsi qu'à Mataiva.
Les sédiments des lagons sont constitués de débris de coraux et d'algues calcaires arrachés au
récif corallien par les tempêtes. Dans le cas des lagons annulaires peu profonds de la Grande
Barrière du Queensland, en arrière des crêtes sableuses couronnant le récif exposé à la houle,
on observe un marais à mangrove colonisant des fonds à boue calcaire. Dans les mares, les
algues (cyanophycées et chlorophycées) permettent le développement de stromatolites. La
mangrove réussit parfois à occuper la plus grande partie du Lagon : Enn Island et Low Isle
(Queensland).
D) LES POLDERS
Le domaine littoral englobe souvent des terres situées au-dessous du niveau des hautes mers,
autrefois occupées par la mer ou des eaux plus ou moins saumâtres, avant qu'elles ne soient
mises hors d'eau à la suite de travaux d'endiguement et de drainage. En France, la conquête
des marais littoraux commença entre le XIe et le XIIIe siècle, mais il y a déjà vingt-cinq
siècles, les Etrusques parvenaient à drainer des marais sur les côtes italiennes et, à partir du
VIIe siècle, les Flamands commençaient à construire des digues sur les rives de la Mer du
Nord et les berges des fleuves s'y écoulant (bouches de l'Escaut et de la Meuse). Les
techniques des ingénieurs néerlandais furent par la suite largement diffusées en Europe pour
étendre vers la mer la superficie des terres agricoles, en Baltique, au Danemark, en Frise, en
Angleterre et dans le Golfe de Gascogne.
En Extrême Orient, au Japon, des travaux d'endiguement et de drainage ont commencé dans la
baie d'Ariake au XVIe siècle. Actuellement, une grande partie des schorres est endiguée, et en
Corée comme en Chine, la conquête d'espaces sur la mer est également très active.
L'occupation des zones humides littorales a eu aussi pour origine l'exploitation du sel. Des
prises sont également réservées à des activités aquacoles. On constate bien souvent le
remblaiement de polders pour l'extension des zones industrielles et des villes.
L'intervention humaine est particulièrement spectaculaire aux Pays-Bas, ainsi qu'en bordure
de la Mer des Pertuis, entre la Loire et la Gironde, où les exploitations salicoles
compartimentées appartenant à des générations successives, ainsi que les marais plats conquis
au cours des XVIIIe et XIXe siècles, ont créé un paysage particulier. La modernisation de
l'agriculture a eu bien souvent pour conséquence le nivellement des salines abandonnées, dont
une partie a cependant été recyclée par les ostréiculteurs : claires du marais de la Seudre.
Dans les polders agricoles, le réseau des chenaux qui sillonnaient les schorres a été effacé, et
les anciens chenaux de marée aboutissant aux écluses ont été régularisés. Dans le cas de prises
étalées dans le temps, comme dans le marais poitevin, les digues séparent des polders dont le
niveau est moins élevé sur leur face interne, en raison de la compaction des dépôts (Verger,
1968). Dans le marais de Dol, au sud de la baie du Mont Saint-Michel, la dénivellation entre
le marais noir tourbeux et le marais blanc, au sud de prises du XIX' siècle, est de l'ordre de 4
m. Ce phénomène s'observe aussi en Hollande où les polders les plus anciens sont également
souvent déprimés.
Le relief des polders montre aussi des mouvements de terrain correspondant à d'anciens
cordons littoraux (sillons du marais blanc dans la baie du Mont-Saint-Michel) et flèches du
marais de Brouage et de la baie d'Yves. On note aussi des buttes coquillières comme celles du
marais poitevin dont le sommet dominait de 4 à 6 m le niveau du marais. Ces amas d'huîtres
édifiés au XIe siècle ne résultent pas de l'action de tempêtes qui ont pu dévaster le littoral
français au début du premier millénaire, mais sont en relation avec l'écaillage d'énormes
quantités de bivalves par les moines de Saint-Michel en l'Herm : 200 000 à 600 000 m3.
E) LES COTES DE CALCAIRES CONSTRUITS
Certains animaux et végétaux (Coelentérés, Bryozoaires, Algues) édifient des récifs de
calcaires construits qui s'opposent aux accumulations de tests d'animaux morts que l'on
rencontre sur les littoraux détritiques. Les récifs coralliens ne se développent que dans des
conditions étroitement limitées :
- la température de l'eau doit être toujours supérieure à 18°C,
- la lumière est nécessaire en raison de la symbiose constante des organismes coralliens avec
des algues vertes unicellulaires (Zooxanthelles), ce qui limite la profondeur où ils se
développent,
- les eaux doivent être agitées, limpides et bien oxygénées,
- la salinité pour la majorité des espèces ne doit pas descendre au-dessous de 2,7 %.
Les apports d'eau douce et/ou turbide interrompent donc les récifs coralliens en face des
estuaires. Les coraux se fixent sur un substrat dur, mais dans les lagons calmes, ils se
développent parfois sur des fonds meubles. Les principales formes de rivages coralliens sont
les récifs frangeants, les récifs barrières et les atolls.
Figure 20 : zonation des différents secteurs d’un récif à Madagascar.
Figure 21 : Morphologie d’un récif corallien : atoll des Tuamotu.
- Les récifs frangeants bordent la côte de très près. Le plus souvent, ils en sont séparés par une
légère dépression parallèle au tracé du rivage (chenal d'embarcation). La présence de ce
chenal est attribuée à des apports de particules fines par le ruissellement, après les pluies. Les
eaux turbides entravent alors la croissance du corail, contrairement aux littoraux des régions
désertiques, où le récif frangeant jouxte directement le rivage. À haute mer la totalité de la
plate-forme corallienne est immergée et les vagues océaniques atteignent le rivage. À basse
mer le chenal d'embarquement devient un lagon et la houle se brise sur la partie externe du
récif. Un récif frangeant intermittent s'étend sur le littoral du Queensland, au nord de Cairns,
et plusieurs îles hautes, en avant de cette côte, possèdent également des récifs frangeants.
- Les récifs barrières se situent de quelques centaines de mètres, à plusieurs kilomètres au
large. Ils sont coupés de passes et leur face externe est très dentelée. La Grande Barrière
d'Australie constitue un édifice remarquable émergeant entre 50 et 150 km du littoral, au
nord-est de la grande île, et s'étirant sur plus de 1 600 km au sud du détroit de Torres. La
Nouvelle-Calédonie et l'île de Mayotte sont ceinturées de récifs coralliens, mais ceux-ci ne
sont pas continus autour des îles françaises de la mer des Antilles. Il convient aussi de signaler
qu'un récif barrière peut se rapprocher localement de la côte et passer alors à un récif
frangeant (côte sud-ouest de Madagascar près de Tuléar).
- Les atolls sont des îles coralliennes se disposant en forme d'anneau enserrant un lagon peu
profond, sans île centrale. On parle aussi de «presqu'atoll » lorsqu'il existe dans un lagon
étendu délimité par un récif de forme annulaire, une ou plusieurs îles non coralliennes (Truck
dans les îles Carolines). Les dimensions des atolls vont de quelques centaines de mètres à
plusieurs dizaines de kilomètres. Leur couronne émergée est rarement complète et leur largeur
est toujours faible : de quelques dizaines à quelques centaines de mètres. Elle est
habituellement tronçonnée par des passes, préférentiellement situées du côté sous le vent.
L'altitude des îles est faible (2 à 3 m) et elles sont toujours précédées par un large platier de
plusieurs centaines de mètres de large émergeant à marée basse, jusqu'à un abrupt où l'activité
corallienne est intense. Le rebord de cette pente forme, sur le versant au vent, une crête bien
marquée occupée par les Lithothamniées qui acceptent le déferlement constant des vagues.
On connaît aussi de petits récifs coralliens de forme annulaire, à lagon peu profond, dont la
taille ne dépasse pas quelques centaines de mètres. Ce sont les faro qui se succèdent de façon
à constituer un récif barrière ou un grand atoll : atoll Male du Nord, Maldives, dans l'océan
Indien. Il y a également des micro-atolls intertidaux de 1 à 6 m de diamètre présentant un
rempart de corail vivant implantés vers le niveau inférieur des mortes eaux et se tenant audessus du niveau général du platier récifal.
La vitesse de croissance du corail peut aller jusqu'à 100 à 300 mm par an pour les espèces
branchues et de 5 à 30 mm pour les espèces massives. Du fait de l'érosion et des phases de
dégénérescence des madrépores, la vitesse de croissance d'un récif est beaucoup moins rapide
: généralement inférieure à 5 ou 10 mm par an dans les meilleures conditions. Actuellement,
ces vitesses sont suffisantes pour compenser l'élévation du niveau marin en raison de l'effet de
serre, les platiers coralliens étant recolonisés par les coraux au fur et à mesure de leur
submersion par la mer. Il y aura alors seulement balayage par les vagues qui repousseront vers
le lagon les accumulations sédimentaires. Les petites îles coralliennes risquent alors de
disparaître, tandis que pour les motus de grande taille une énergie plus forte des vagues
pourrait leur fournir de nouveaux apports détritiques et augmenter dans un premier temps leur
surface (Pirazzoli, 1993).
CHAPITRE 2 : LES GRANDS MECANISMES FONDAMENTAUX
Dans ce premier chapitre l’accent est mis sur les grands mécanismes qui opèrent dans la
nature pour façonner les grands reliefs.
I) LES PROCESSUS MECANIQUES
Il existe des phénomènes dont le processus est essentiellement mécanique. Leur action vise à
« fatiguer » la roche en quelque sorte et ils concourent directement dans la mise en place des
formes de relief.
1°) La thermoclastie
Comme son nom l’indique, ce phénomène est lié au chaud et implique des températures
importantes :
- plus exactement, il est lié aux changements et aux contrastes de température à l’intérieur des
roches. Ces derniers ont particulièrement marqué dans les déserts chauds avec des contrastes
qui peuvent atteindre plusieurs dizaines de degré entre le jour et la nuit. On retrouve
également la même situation dans certains déserts continentaux à été chaud. En général, ce
phénomène intervient dans des ambiances climatiques relativement sèches ;
- ces contrastes génèrent alors une « fatigue » mécanique de la roche qui libère alors des éclats
(ou clastes) de taille variable, fonction de l’intensité des phénomènes et de la nature de la
roche ; ces éclats se forment le long de fissures qui apparaissent et qui traduisent un premier
état de contraintes mécaniques. Puis si le phénomène continue ou s’intensifie, la roche libère
alors des clastes ;
- ce phénomène va particulièrement concerner les roches grenues et métamorphiques, c’est-àdire dont la structure cristalline est assez fine (granite, gneiss, par exemple) ;
- par rapport au froid, la thermoclastie ne libère que peu de débris et ce sont des matériaux
fins qui sont libérés. C’est pour cela que le terme de clastes doit plutôt être réservé pour
l’action du froid.
2°) La cryoclastie et la cryoturbation
Ce mécanisme est lié au froid et à la différence de la thermoclastie, le paramètre température
n’est pas seul à intervenir. L’humidité joue en effet un rôle important dans la production
d’éclats.
Poteau télégraphique donnant l’échelle
Exemple de cône d’éboulis en ambiance périglaciaire sèche des Andes, secteur de
l’Aconcagua, Argentine ; ici, la structure en cône est soulignée par la couleur noirâtre de la
roche
a) la cryoclastie
- en effet, la présence d’eau combinée au gel explique la cryoclastie. Le fonctionnement est
simple : l’eau augmente de volume quand elle gèle et exerce de ce fait une contrainte très
importante dans la roche. Il s’exerce alors une augmentation de pression qui finit par élargir
les fissures et autres joints de stratification présents dans les roches. Les débris apparaissent
vite en fonction de ces deux lignes de fracturation ;
- l’apparition dans les zones froides d’alternance journalière de gel/dégel intensifie ce
phénomène de cryoclastie. En effet, il est fréquent que le gel intervienne de façon nocturne
alors que le jour, les températures peuvent redevenir positives. Il se crée alors un cycle de
pression/détente calé sur le cycle gel/dégel : le gel crée une pression interne très forte dans la
roche la nuit et le jour, le réchauffement fait fondre le gel et la détente apparaît. Ce cycle
permet alors la libération des clastes en très grand nombre, fonction là aussi de la nature de la
roche ;
- les clastes obtenus par l’action du froid sont appelés gélifracts. Plusieurs phénomènes
interviennent également :
o Structure cristalline de la roche,
o fracturation,
o stratification,
o porosité,
o imbibition par l’eau
Ce sont les principaux facteurs qui vont influencer la production de clastes, en nombre et en
taille ;
- on retrouve de façon très nette les effets de la gélifraction et du froid sur le terrain : les éclats
de roche s’organisent en dépôts, en éboulis pouvant prendre plusieurs formes : cônes, tapis,
etc. Leur intérêt est grand pour le Géomorphologue : actuellement en montagne ou dans les
régions froides, il s’agit de dépôts actifs qui permettent de mieux comprendre les mécanismes
de formation de ces derniers. Dans certaines régions, ils sont plus inattendus et témoignent
d’héritages morphoclimatiques de périodes climatiques passées et plus froides que la période
actuelle : c’est le cas notamment du Périgord où ces dépôts de gélifracts sont particulièrement
bien conservés et que l’on appelle des grèzes (ou castines en Périgord). Ces héritages
permettent bien sûr de mieux comprendre les climats du passé.
b) La cryoturbation
Ce mécanisme affecte les formations superficielles et les sols des régions froides. Il se traduit
par un déplacement de matières réalisé sous l’effet du cycle gel/dégel. Il est lié directement à
la présence de l’eau dans les sols et à l’augmentation de volume liée au gel dans les
formations meubles :
- ce mécanisme affecte donc la couche supérieure des formations meubles. Dans les zones
froides, cette couche subit les variations saisonnières de température : en hiver il s’agit d’un
gélisol et cette couche est gelée. En été, il s’agit d’un mollisol gorgé d’eau liée à la fonte de la
glace ; là, on peut mesurer également l’action directe du climat dans la formation de ce type
de phénomène. Cette couche supérieure affectée par la fusion repose sur un niveau plus
profond qui reste gelé en permanence et que l’on nomme pergélisol. Ce dernier est souvent là
aussi un héritage des dernières périodes glaciaires qui ont affecté principalement l’hémisphère
nord tout au long du Quaternaire ;
- cela se traduit dans les sols par une modification de la structure interne des sols : en général,
ces derniers sont formés de niveaux ou horizons disposés horizontalement en couches
successives. L’action de la cryoturbation déforme ces couches et apparaissent alors des
formes de circonvolutions, des plications au sein de ces différents niveaux de sols. Ces formes
sont très typiques et très reconnaissables sur le terrain ;
Sol de gypse et de halite (sels) dans la vallée de la Mort (Etats-Unis) ; on peut deviner au
premier plan les aiguilles de sels
3°) L’haloclastie
On retrouve dans ce terme une autre racine grecque : halo qui signifie sel. Ici, le processus
dominant est lié à la formation de cristaux de sels, qui à l’image de ceux formés par la glace,
ont une force d’expansion considérable. Leur action au sein des roches provoque la formation
d’éclats :
- là aussi, la présence de l’eau joue un rôle important : le passage d’un état hydraté à un état
anhydre (sans eau) provoque des changements à
l’intérieur de la roche. Ces derniers libèrent souvent des petites particules pouvant aller
jusqu’à des écailles ;
- deux domaines morphologiques sont cernés principalement par ce phénomène :
o les régions littorales où les embruns peuvent amener des quantités de sels non négligeables ;
o les régions désertiques où ces sels peuvent être conservés pendant de longues périodes et
remobilisés par les précipitations ;
Il est signaler que le phénomène de « salpêtre » présent dans certaines maisons de nos
latitudes se rapprochent de ce phénomène et provoquent la désagrégation granulaire des
roches. Il s’agit ici non de sels de sodium, mais de nitrates de calcium ou de potassium.
4°) L’hydroclastie
De nombreuses roches ont la capacité de changer de formes et notamment de gonfler lorsque
l’eau pénètre au sein de leur structure. C’est notamment le cas des roches sédimentaires et
surtout cela concerne les argiles et les marnes.
- On parle d’argiles gonflantes pour certaines argiles capables d’absorber plusieurs fois leur
propre volume en eau. L’exemple de la montmorillonite mérite d’être cité : elle est capable de
contenir jusqu’à 6 fois son volume en eau ;
- là aussi, l’alternance commandée par le climat de période humide et de période sèche sur ce
type de roche a des conséquences directes : le gonflement provoque parfois une desquamation
et libère des matériaux. L’arrivée de période sèche provoque ensuite une désagrégation
libérant des matériaux plus fins. La préparation du matériel peut être ensuite exploitée par
l’érosion.
II) Les processus chimiques
1°) La dissolution
C’est un mécanisme fondamental dans le façonnement des formes de relief. En effet, il
concerne surtout les roches sédimentaires et parmi elles, celles qui sont solubles :
o les roches carbonatées : les calcaires, les roches dolomitiques, etc. ;
o les roches évaporitiques : roches composées de sel gemme, de chlorures ou de gypse ;
- ce mécanisme dans d’autres conditions climatiques notamment chaudes peut affecter
d’autres minéraux comme la silice présente dans les granites. Mais c’est avant tout dans les
calcaires que l’intensité et les formes de relief sont les plus importantes ;
- la dissolution agit sur les roches par le biais d’un solvant l’eau et des éléments qu’elle
contient ; parmi eux, le gaz carbonique ou CO2 joue un rôle important car il opère une attaque
acide sur les roches. La proportion de gaz carbonique dans les eaux est donc fondamentale.
On parle pour les eaux particulièrement chargées en gaz carbonique d’eaux agressives ;
- en règle générale, la proportion de CO2 est plus importante dans les eaux froides. C’est pour
cela que les eaux de fonte glaciaire ou de fusion nivale opèrent une dissolution
particulièrement intense des roches carbonatées. C’est le cas en haute montagne ou à
proximité d’un glacier, ou dans les secteurs de haute latitude. Pour toutes les zones affectées
par la dissolution des roches carbonatées, on parle de reliefs karstiques et de karstification des
roches ;
- cependant, on constate des phénomènes de dissolution particulièrement intenses dans
d’autres domaines bioclimatiques, autres que dans le domaine froid ou de montagne. En zone
tropicale, où l’on trouve de grands domaines karstiques, d’autres phénomènes interviennent :
o le renouvellement important de l’eau en domaine tropicale humide vient compenser le fait
que les eaux y sont intrinsèquement moins agressives qu’en domaine froid ;
o d’autres acides peuvent se trouver également présents dans les eaux tropicales et intensifier
la dissolution ;
- le rôle des sols et des couvertures d’altération doit aussi être mentionné : en effet, ils
contiennent des quantités de CO2 bien plus importantes que dans l’air et notamment la
pression en gaz y est plus forte. Couplée à la circulation de l’eau, ils permettent une attaque
acide des roches sous la forme d’une compresse humide et acide reposant sur les roches
carbonatées. C’est le même rôle joué également par les litières riches en humus, notamment
en zone tropicale. Ces dernières exercent également une attaque acide. Ce phénomène est très
intense en forêt tropicale avec les eaux noires dont le pH est inférieur à 4 et dont la couleur
provient de la composition riche en acides humiques ;
- on retiendra tout de même que c’est souvent le renouvellement important des eaux plutôt
que leur acidité qui conditionne l’apparition des karsts les mieux développés ;
- les conséquences sont multiples :
o outre le fait qu’apparaît toute une famille de formes de relief bien particulières (relief
karstique), les carbonates exportés par l’eau peuvent être à nouveau mobilisés pour construire
d’autres sédiments :
s cours d’eau ;
o les roches carbonatées sont rarement pures : leur dissolution et leur disparition laissent des
résidus non carbonatés en place : sables, argiles, etc. Ils peuvent donner naissance à de
véritables formations superficielles si les quantités sont importantes. Ils forment alors des
dépôts typiques de cette action de karstification, telles les argiles rouges à terra rossa.
o certaines de ces formations servent de témoins d’actions passées de dissolution et sont
qualifiés de dépôts corrélatifs. Leur recherche et leur identification par le géomorphologue
permettent de reconstituer les héritages morphologiques et les climats du passé.
Exemple de bloc diagramme synthétisant les principales formes karstiques, liées
essentiellement à deux phénomènes : dissolution des carbonates et agrandissement des vides
par effondrement sous l’effet de la gravité.
o dans les domaines karstiques, on classe souvent les formes de relief en deux familles qui se
complètent et superposent dans la nature :
formes de surface liées souvent à la dissolution : les vallées sèches, les dépressions
fermées (doline, ouvala), les lapiez (cannelures de dissolution) ;
concrétionnement et de dépôt qui leur sont associées ;
2°) l’altération
C’est l’autre grand mécanisme qui concerne la transformation des roches. Elle transforme
partiellement ou en totalité les minéraux contenus dans les roches. Là aussi, certaines
conditions sont requises pour obtenir une altération en profondeur des sédiments :
- elle concerne avant tout les roches riches en silicates. Ces derniers subissent ce que l’on
appelle une hydrolyse, capable de transformer une roche cohérente et très dure comme le
granite en un sédiment meuble, excavable avec les doigts ;
- cette transformation libère donc des matériaux nouveaux dits de néoformation en opposition
aux minéraux primaires formés en même temps que la roche ; ces matériaux sont souvent des
argiles (kaolinites, montmorillonite, illites etc.). On classe ces matériaux en fonction de leur
rapport silice/alumine ;
- l’hydrolyse s’effectue de façon isovolumétrique, c'est-à-dire que le volume de roche est
conservée, mais la structure cristalline est totalement modifiée ; il en est ainsi de l’altération
en boules de granites, typiques des zones tropicales ;
- les conséquences d’un tel mécanisme sont fondamentales et caractérisent avant tout les
zones du globe où il pleut beaucoup et où il fait chaud. On l’aura compris, l’altération
concerne avant tout le domaine tropical. Elle est souvent le préalable à l’érosion qui peut
exploiter la fragilité de ces matériaux néoformés et leur mobilisation par les agents d’érosion.
Cette altération peut s’effectuer sur d’importantes épaisseurs de matériaux de plusieurs
dizaines de mètres d’épaisseur.
- il se forme alors un véritable manteau d’altération qui en domaine tropicale représente une
formation très instable : la présence de végétation développée protège ce type de formation et
leur transformation par l’homme peut tout changer : leur déboisement permet l’exportation
des matériaux par les agents d’érosion et créer un changement radical des conditions
morphoclimatiques ;
- ces manteaux d’altération peuvent se retrouver sous nos latitudes et témoignent en fait de
conditions climatiques passées : les paléoclimats de type tropical de l’Ere Cénozoïque ont été
particulièrement propices à la mise en place de ces manteaux d’altération ; leur diminution n’a
cessé jusqu’à nos jours, repris par les conditions très érosives du Quaternaire ; ils demeurent
encore importants dans certains secteurs du Périgord par exemple comme le Sarladais.
III) LA NOTION D'EROSION DIFFERENTIELLE
Contrairement aux minéraux (Echelle de Mohs), il est difficile de connaître le niveau de
dureté des roches et par conséquent, une échelle de dureté ou une classification est impossible
à définir. En effet, nombreux sont les paramètres qui ont une influence sur la résistance des
roches. Parmi ces principaux facteurs, on peut noter :
- la composition lithologique ou pétrographique (texture, structure, fracturation),
- le climat,
- la pente (topographie),
- les sols,
- la végétation, etc.
L’érosion différentielle est l’action de processus érosifs (processus mécaniques : lithoclastie,
thermoclastie, cryoclastie ; ou processus chimiques : altération, dissolution, corrosion) sur les
roches et les formes du relief terrestre créées par les phénomènes endogènes (tectonique et
volcanisme).
Exemple d’érosion différentielle : roche-champignon (Afrique). Ce sont souvent des restes de
cuirasses ferrugineuses mises en inversion de relief.
Conséquence de l’érosion différentielle sur des grès (vallee de la Luna, Argentine). Ce type de
forme ne peut se trouver et se conserver que dans des conditions morphoclimatiques sèches à
très sèches. C’est ici l’action du mitraillage du sable sous l’action du vent qui peut expliquer
une telle forme (polissage) ; en arrière plan, on peut voir des grès rouges plus résistants et mis
en relief.
La notion d'érosion différentielle est une notion simple : entre deux couches situées dans un
même contexte, l'une d'entre-elles sera moins résistante tandis que l'autre sera érodée
faiblement.
BIBLIOGRAPHIE
Cette liste bibliographique bien sûr est loin d’être exhaustive :
Ed. Bréal, coll. Grand Amphi ;
menacé ? ». Ed
confluences, Bordeaux, 278 p. Ouvrage réalisé par le LGPA et la Fédération de la chasse de la
Gironde.
récent dans ce domaine, donc à consulter !
EMANGEOT J (1999) : « Les milieux naturels du globe » Ed. A Colin, coll. U ; ouvrage
à maîtriser obligatoirement !
complet et le plus synthétique !
ouvrage collectif sous la direction de : « Composantes et concepts de
la géographie physique » Ed. A Colin ; ouvrage qui n’est pas toujours adaptée aux premières
années de la Géographie mais qui a le grand mérite de brosser un panorama moderne des
différentes approches disciplinaires qui composent la Géographie Physique !
798 p. Incontournable pour l’étude géologique des paysages, on appréciera les deux chapitres
de B. HALLEGOUET sur les formations et les paysages littoraux.
approfondir les domaines froids, c’est un ouvrage de référence en la matière.
universitaires de Bordeaux, 387 p. La plus récente synthèse dans ce domaine.
seraient découverts une passion pour cette discipline, un ouvrage ancien mais très complet.
Attention : de très nombreux passages théoriques qui risquent d’être difficiles à assimiler !
synthèse plus actuelle et facile d’accès.
Ouvrage très documenté et de synthèse, la meilleure référence sur les wadden français.
une synthèse très facile d’accès, un ouvrage très pédagogique, même s’il est un peu ancien !