I.3 Les cyclicités dans la formation des plaines de che-niers
Les cheniers se développent épisodiquement dans des plaines littorales d'alluvions nes.
Cette cyclicité entre périodes de progradation et périodes de construction de barrières lit-torales résulte d'une modication du rapport entre apport sédimentaire par la dynamique uviale ou tidale et remaniement par la dynamique de houle. Selon les contextes géogra-phiques, plusieurs moteurs de cette dynamique sont invoqués.
I.3.1 Avulsions deltaïques
Dans les environnements de delta, la divagation d'un chenal uvial sur sa plaine del-taïque entraîne d'importantes modications des apports sédimentaires ns le long des côtes avoisinantes. L'abandon d'un lobe lors d'une avulsion créé une période propice au remaniement sédimentaire par la houle, et à la construction d'un chenier sur la côte qui n'est plus alimentée.
Ainsi, le début de la progradation de la plaine côtière de Louisiane, à l'Ouest du delta
Fig. I.5 Modèle géologique de dépôt montrant l'évolution de la plaine de cheniers en réponse aux avulsions du chenal du Mississippi (McBride et al., 2007).
du Mississippi, débute il y a 3 000 ans BP lorsque le euve déverse sa charge solide sur la partie ouest de son complexe deltaïque (Draut et al., 2005a). Lorsque le dépôt-centre migre vers l'est du delta, l'apport en nes diminue et les dépôts vaseux sont remaniés par la houle, concentrant la fraction grossière en cheniers. Penland et Suter (1989) datent quatres grands cheniers dans cette plaine, et corrèlent à chaque fois leur construction à l'abandon d'un lobe deltaïque du Mississipi (Fig. I.5).
En Chine, les datations de Saito et al. (2000) au 14C montrent que les épisodes de construction de lobes deltaïques au débouché du Fleuve Jaune (le Huanghe) sont inter-rompues par des séquences de cheniers. Ceci est également observé par Qinshang et al.
(1989) ou Cangzi et Walker (1989) sur le delta du Yangtze au nord de Shanghai, ou depuis 7000-5000 ans BP la progradation de la plaine côtière est périodiquement interrompue par la construction de barrières littorales grossières.
I.3.2 Variations climatiques
Au-delà des phénomènes autocycliques tels que les avulsions deltaïques, les apports en sédiments ns peuvent être modiés par des variations climatiques. Des périodes plus humides ou plus sèches modient les taux d'érosion continentale et donc les apports ter-rigènes en mer.
Dans le nord de l'Australie, de nombreuses études mettent en relation des séquences de développement de cheniers à des diminutions des apports uviaux ns, directement liées à une diminution de la pluviosité (Lees et Clements, 1987; Short, 1989). Lors de périodes humides, le dépôt de silts et d'argile domine. Redistribué le long des côtes, ce sédiment participe à la progradation d'un mudat (Fig. I.6-A,C). Lors de périodes sèches, la dyna-mique de houle est dominante. Les mudats sont érodés, concentrant le matériel grossier bioclastique ou siliclastique, et créant un chenier (Fig. I.6-B,E). Des périodes d'apports modérés permettent à la fois une légère progradation du mudat et la formation de pe-tits cordons littoraux (Fig. I.6-D). L'alternance de périodes plus sèches et plus humides conduit à terme à la création d'une plaine de cheniers. Dans les environnements tropicaux, les mudats sont très régulièrement colonisés par la mangrove.
Bien sûr, les crises climatiques enregistrées au cours des derniers 6 000 ans BP, modiant les apports terrigènes, ont également un impact non négligeable sur le climat d'agitation (vent et houle), favorisant la construction de cheniers en réduisant la sédimentation des nes et en concentrant du matériel grossier (Lees, 1992).
Anthony (1989) invoque également ces variations d'apport terrigène liées à des uctua-tions climatiques pour expliquer la formation d'une plaine de cheniers au Sud de l'estuaire du Mellacoree, entre la Guinée et le Sierra Leone (Fig. I.3). La formation de deux grands clusters de cheniers autour de 4 000 et 1 000 ans BP est associée à des périodes
clima-I.3. Les cyclicités dans la formation des plaines de cheniers tiques plus sèches avec des débits uviaux réduits. Ces variations d'apport de sédiment n, outre les changements de pluviosité, sont également inhérentes à la dynamique interne de l'estuaire et aux eets morphologiques locaux.
Fig. I.6 Progradation d'une plaine de cheniers en Australie forcée par des variations du ux sédimentaire (Rhodes, 1982). Les périodes de fort apport uvial (fortes pluies - A,C) entraînent la progradation du mudat, alors que les périodes de faible apport (sécheresse - B,E) favorisent le remaniement des particules grossières en cheniers.
I.3.3 Forçages astronomiques
Dans les environnements méso- à macrotidaux, la variation de la hauteur du plan d'eau est un facteur de contrôle majeur des morphologies côtières. Certains cycles tidaux, liés à la modulation des paramètres orbitaux de la Lune et du Soleil, peuvent faire varier locale-ment le niveau moyen de la mer de plusieurs centimères à quelques dizaines de centimètres.
Dans les environnements de replats de marée à très faibles pentes, de petites variations de la hauteur d'eau entraînent d'importantes modications des surfaces inondées.
Le long des côtes Sud-Américaines, au Nord du débouché de l'Amazone, des plaines de cheniers se développent au gré de la migration de grands bancs de vase sous l'action de la dérive littorale (Augustinus, 1980; Augustinus et al., 1989; Daniel, 1989; Prost, 1989, 1992). Ceux-ci parcourent les côtes du Brésil au Surinam à une vitesse de 1 à 3 km par an. Lors du passage de bancs de vase, source de sédiment n et amortisseur de houles, les mudats colonisés par la mangrove progradent de plusieurs centaines de mètres en quelques années seulement. Entre le passage de deux bancs de vase, la dynamique de houle remanie les vasières, concentre le sable plus grossier et construit un chenier. Ces deux dynamiques alternent le long des côtes sur des distances de 30 à 40 km.
Dans cette région, le cycle tidal de période 18,6 ans, associé aux variations de la dé-clivité de la Lune, modie l'amplitude des marées d'environ 3 %, ce qui correspond à une variation du niveau des pleines mers moyennes de près de 10 cm sur des pentes de l'ordre de 1 :1000 à 1 :3000 (Gratiot et al., 2008). L'observation de chroniques de photographies
Fig. I.7 Évolution temporelle du niveau des marées et de la position du trait de côte en Guyane Française. a) Position relative du trait de côte de Guyane Française, moyennée sur une distance de 220 km. L'épaisseur de trait représente la marge d'erreur (± 20 m). b) Niveaux des pleines mers de vive-eau mesurées à l'embouchure de la rivière Suriname (1958-1978) et issues du modèle du SHOM pour la Guyane Française (1979-2006). Les périodes marquées de rouge correspondent à une érosion générale du trait de côte, celles en vert à une progradation. D'après Gratiot et al.
(2008).
I.3. Les cyclicités dans la formation des plaines de cheniers aériennes montre que les phases d'érosion des mudat (30 m/an) et de construction de cheniers sableux sont corrélées avec les pics du cycle tidal à 18,6 ans augmentant le ni-veau moyen des pleines mers. A l'inverse, les phases de progradation des mangroves sont associées aux bas niveaux des pleines mers, lors des creux du cycle tidal (Fig. I.7).
Les cycles tidaux jouent un rôle complexe dans la dynamique littorale. Outre le fait de modier les niveaux d'eau à diérentes échelles de temps, ils ont une inuence sur la variabilité climatique régionale. Treloar (2002) montre une corrélation des cycles tidaux pluri-décennaux avec le Southern Oscillation Index2 (SOI) et les températures de surface de la mer (SST) en Australie : Les maxima des cycles tidaux coïncident avec des épisodes de SST froide et de valeurs de la SOI élevées. Les épisodes de SOI élevés provoquent entre autres une intensication des pluies sur l'Est et le Nord de l'Australie. Les cycles tidaux de basses fréquences modieraient la dynamique d'upwellings côtiers, modiant les températures de surface de la mer et par conséquent la climatologie régionale.
I.3.4 Inuence des tempêtes
Les cheniers sont des corps sédimentaires cosntruits par l'action de la houle. Les vagues érodent les mudats et concentrent les sables plus grossiers et les coquilles en cordons lit-toraux étroits et allongés. Dans des environnements d'énergie de houle faible à modérée, les tempêtes représentent des épisodes d'agitation extrême, qui seraient susceptibles d'in-uencer considérablement la dynamique des cheniers.
En Australie, les eets d'un cyclone puissant3sur une plaine de cheniers ont été étudiés à partir de photographies aériennes (Woodroe et Grime, 1999). Les vents violents ont ravagé les mangroves peuplant les mudats. Pourtant, aucune modication morphologique majeure n'est observée au niveau des cheniers. La chronique de photographie montre que ces corps sédimentaires se construisent et migrent régulièrement vers la terre bien avant le cyclone, et continuent de le faire après. Ces cheniers sont remaniés et transgressent sous l'action d'évènements de beaucoup plus faible amplitude, mais de plus grande fréquence d'occurence. De plus, la coïncidence d'une très grosse tempête ou d'un cyclone avec des marées de vive-eau est rare.
Sur les côtes de Louisiane également, les tempêtes n'ont pas d'inuence signicative sur la construction ou la migration des cheniers. Au contraire, l'agitation des tempêtes maintient un état de vase uide sur le fond de la mer. Ce sédiment est facilement redis-tribué sur les côtes par les vagues et les vents onshore, conduisant à terme à l'acrétion et
2La Southern Oscillation est une oscillation atmosphérique des gradients de pression de surface au niveau du Pacique équatorial. Son indice est calculé à partir de la diérence des pressions au niveau de la mer entre Papeete (Tahiti) et Darwin (Australie).
3Le cyclone tropical Tracy a dévasté la ville de Darwin, au Nord de l'Australie, en 1974
à la progradation des mudats (Draut et al., 2005a).
Les tempêtes, évènements extrêmes mais ponctuels, ont des conséquences variables en fonction des environnements de dépôt. Dans tous les cas, ils ne jouent pas de rôle prépon-dérant dans le construction et la migration des cheniers face aux processus réguliers de plus faibles amplitudes.
Les raisons invoquées dans la périodicité du développement des cheniers sont variables : variations des apports terrigènes ns liées à des uctuations saisonnières ou climatiques à plus long terme, avulsions deltaïques, cycles tidaux, variations du niveau marin,... Cer-tains auteurs évoquent une construction autocyclique des plaines de cheniers, dont le périodicité n'est pas liée à un forçage externe, mais à une dynamique interne propre au l'environnement de dépôt : Woodroe et al. (1983) estiment que dans la plaine de che-niers de Miranda en Nouvelle-Zélande, la progradation du mudat et la construction de cheniers peuvent se faire simultanément, sans faire intervenir de variations à long terme du ux sédimentaire ou du niveau marin. Chappell et Grindrod (1984), travaillant sur les cheniers de Princess Charlotte Bay en Australie, arment que les variations de géométrie de la baie lors de la transgression susent à expliquer le développement épisodique de cheniers. En Angleterre (Essex), la mortalité en masse de bivalves, principal constituant des cheniers, est une autre explication proposée (Greensmith et Tucker, 1969).
Il apparaît ainsi que la construction d'une plaine de cheniers résulte d'un équilibre complexe entre apport de sédiments ns et concentration de matériel grossier, diérents paramètres de forçages pouvant produire une même morphologie. Même si chaque site possède ses propres caractéristiques morphologiques et dynamiques, les facteurs de for-çage et de périodicité sont intimement liés. Ainsi, une crise climatique peut provoquer une légère variation du niveau marin, accompagnée d'une modication de la pluviosité et des débits solides, de la fréquence des tempêtes, se répercutant sur la dynamique des populations intertidales.