Côte Basque (VIII): Falaises

1995/11/01 Estonba Mintxero, Mikel Iturria: Elhuyar aldizkaria

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Ces derniers mois, nous avons beaucoup parlé de marais et de plages. Malgré ces éléments si importants de notre côte, l'ensemble des articles qui poursuivent une meilleure connaissance de la côte basque ne peut être conclu sans l'analyse de l'élément géomorphologique qui plus grande étendue de côte occupe. C'est le thème que nous allons traiter dans les numéros suivants: falaises.

Sauf le tronçon de côte qui va de l'embouchure d'Atturri, la côte sablonneuse de Landeta, jusqu'aux premières falaises de Biarritz, la caractéristique la plus remarquable de la côte basque est qu'elle est formée de falaises de différents âges et compositions. Sur les bases de ces falaises, de nombreuses plages s'ouvrent sur la mer et ne sont coupées que sur les contreforts des rivières que les rivières créent à la fin de celles-ci.

Aborder l'étude des secrets qui gardent nos falaises nous aidera non seulement à savoir quand et comment Euskal Herria a été formé, mais aussi à comprendre les phénomènes géologiques et biologiques qui continuent à se produire sur la côte. Vous ne me refuserez donc pas que le sujet soit intéressant.

Formation de falaises

La première fois que vous approchez les falaises d'Euskal Herria sera certainement la fascination initiale. Cependant, vous remarquerez bientôt que la plupart des falaises, comme les pages des livres, ont une structure de strates. Vous verrez également que ces strates présentent une structure en pierre appelée « FLYSCH », créée par l'alternance matériau dur/matériau souple. Les matériaux durs des flysch sont généralement sablonneux ou calcaires, tandis que les matériaux mous sont des argiles ou des marnes.

Bien que l'origine de ces structures ait dû passer de nombreuses années et que l'on ait dû écarter de nombreuses hypothèses, aujourd'hui, l'origine de ces structures rocheuses observées sur notre littoral et en général sur différents lieux du Pays Basque est assez assumée.

Nous devons remonter le temps pour comprendre ce phénomène et revenir au Crétacé, qui a duré de 145 millions d'années à 65 millions d'années. À cette époque, l'actuelle Sierra Pirenaica et le Pays Basque constituaient le bassin océanique qui séparait la péninsule ibérique de la plaque d'Eurasie. Les matériaux érodés par les rivières de l'époque étaient stockés sur la plate-forme marine et talus du bassin océanique. Quand ces sédiments atteignaient une consistance élevée, ils glissaient dans les canons du talus et se produisaient des débris de roches et boues sous-marines appelées courants de turbidité.

En raison des courants de turbidité, les turbidites et les hémipélagites (sédiments qui se déplacent dans les courants de turbidité) s'installaient sur le fond marin. Le rythme d'implantation dépendait des types de sédiments : en accrochant les matériaux les plus légers, les matériaux les plus lourds (turbidites) étaient placés d'abord et, beaucoup plus lentement, les plus légers (hémipélagites) sur les matériaux précédents.

En conséquence, les sédiments des fonds marins étaient turbidités et hémipélagites en couches alternes. L'origine des structures Flysch actuelles serait donc ces couches.

Le prestigieux géologue Bouma a expliqué que chaque séquence de matériau dur/matériau souple de Flysch peut être considérée comme une couche, car elle est le résultat d'un seul courant de turbidité. Selon Bouma, cinq différences peuvent être distinguées dans chacune des couches de matériau dur/souple (voir image en haut à gauche).

A tous ces phénomènes, il faut ajouter le soi-disant “effondrement” géologique, à savoir la chute du fond marin. C'est la seule façon de comprendre ces grands dépôts de sédiments.

En faveur de cette théorie, de nombreuses preuves ont été présentées et certainement les plus fiables sont les paléontologiques. Par exemple, alors que dans les sables des flysch il y a beaucoup de microfossiles marins dans des eaux peu profondes, les argiles intercalées présentent une grande quantité de foraminifères pélagiques de grande profondeur. Toutes ces données nous indiquent qu'après les courants de turbidité l'établissement des premières a été plus rapide et l'établissement des secondes plus lent.

Cependant, il faut dire que toutes les falaises du Pays Basque n'ont pas la structure Flysch, mais qu'on peut aussi observer d'autres structures géologiques comme les calcaires de dolmens. Les autres structures seront commentées plus tard.

Soulèvement des Pyrénées

Ces phénomènes ont eu lieu pendant le séjour du Pays Basque sous la mer, mais avec l'entrée dans le Tertiaire, qui s'est prolongée de 65 millions d'années à 2 millions d'années, dans l'est, le soulèvement des Pyrénées commencé dans le Crétacé est venu à sa partie occidentale, qui a également commencé à s'imposer au-dessus du niveau de la mer.

La raison de la montée des Pyrénées doit être recherchée dans le mouvement de la plaque ibérique. Compte tenu de la théorie de la tectonique des plaques, dans la période triasique, la péninsule ibérique actuelle était reliée à la plaque eurasienne et au sud à la plaque africaine de l'actuelle Bretagne. Pendant le Jurassique, la plaque africaine a commencé à se déplacer vers l'est et avec elle, s'éloignant de la Bretagne, a porté la plaque ibérique. Ce processus s’est prolongé jusqu’au Crétacé Supérieur, moment où s’est produit le phénomène inverse: La plaque africaine a poussé l'Ibérique contre celui de l'Eurasie et à la suite de cet élan s'est produit le soulèvement des Pyrénées.

En conséquence, ce qui fut longtemps la mer devint sèche et une nouvelle côte apparut, laissant aux agents érosifs les pierres qui jusqu'alors avaient été submergées.

À la suite de ce soulèvement, les couches de sédiments se sont brisées dans différentes zones, des failles apparaissant. Les défaillances sont d'une importance vitale pour comprendre la structure actuelle de la côte basque, car ces ruptures provoquent que les grands compartiments de roche tombent et les forts frottements qui se produisent dans ce passage élèvent énormément la température des pierres. Ces températures élevées provoquent de grands changements dans les roches et l'apparition de régions tectonisées plus érodées pour les agents érosives.Érosion de la nouvelle côte

Une fois les Pyrénées et tout le Pays Basque levées, les phénomènes géologiques dans cette région ont fait un tour de 180 degrés, puisque jusqu'alors la zone de sédimentation sous-marine est devenue côte, commençant à recevoir l'influence des agents érosifs.

Cependant, il faut tenir compte du fait que depuis le soulèvement des Pyrénées le niveau de la mer n'est pas resté le même, puisque les glaciations du Quaternaire ont considérablement influencé la ligne côtière. Pendant les glaciations, de grandes quantités d'eau étaient gelées dans les glaciers, ce qui a fait reculer le niveau de la mer. Dans les temps interglaciaires, cependant, la glace fondait et le niveau de la mer s'élevait.

Plusieurs études ont montré qu'en période glaciaire notre côte se situait treize kilomètres devant l'actuelle, avec un niveau d'eau entre 100 et 120 mètres au-dessous de l'actuelle. Ce phénomène a directement influencé la physionomie de notre côte, qui a provoqué la formation des actuels canaux et rías côtiers.

Selon les géologues, cinq glaciations et glaciations ont eu lieu au cours des 2 derniers millions d'années. Depuis le plus ancien, les noms qui ont été donnés aux glaciations sont: Donau, Günz, Mindel, Riss et Würm.

Aujourd'hui, nous pouvons dire que nous sommes dans la période glaciaire après la glaciation de Würm. Depuis le début de cette période glaciaire, les agents érosifs ont constamment attaqué la nouvelle côte.

Il y a beaucoup d'agents érosifs (houle, vent, pluie, etc.) L'érosion des vagues est celle qui produit le plus rudement sur les falaises. En raison de l'action du tiroir, surtout pendant les jours de tempête, les pierres et les rochers tombent sur les bases des falaises, où de grands trous s'ouvrent au fil du temps. Ces trous provoquent que lorsque les bases ne sont pas capables de supporter la falaise, la falaise tombe et la côte recule. De plus, dans les chutes, plus de pierres et de rochers s'accumulent à la base de la nouvelle falaise; à mesure que le phénomène augmente, la côte recule lentement mais en permanence.

Témoins de ce recul sont les vallées qui, étant plus rapide l'érosion de la mer que celle de la rivière, pendent la fin des ruisseaux en forme de cascade, ainsi que les fissures appelées plates-formes d'abrasion qui sont découverts dans les bases des falaises pendant les basses eaux. Comme nous le verrons plus loin, ces plates-formes d’abrasion constituent un «écosystème intermaréal» si important du point de vue de la biodiversité, de la productivité et de l’originalité.

Certains des agents érosifs qui affectent cette plate-forme d'abrasion vivant dans cet écosystème sont des mollusques perforateurs lamelibrankios qui percent ces pierres pour construire l'habitacle, en particulier du genre Lithodoma, qui commencent une phase érosive importante.

En effet, à la mort de ces mollusques, les trous qui se font sont vides et à cause de l'action des vagues, les petites sables et pierres qui y entrent commencent à augmenter les trous. Grâce à cela, les plus grandes roches trouvent accès et, finalement, les trous offrent les conditions de vie nécessaires pour d'autres espèces d'êtres vivants de cet écosystème. En d'autres termes, ces trous sont des aquariums naturels côtiers et leur influence se manifestera sur toute la plate-forme.

Érosion différentielle

Ceux qui connaissent la côte du Pays Basque savent que ce phénomène ne se produit pas dans tous les lieux au même rythme, car sur notre littoral abondent les éléments géomorphologiques moins érodés par rapport aux falaises environnantes (cabos d'Ogoño, Matxitxako ou Higer; îles de Billano, Izaro ou Urgul) et autres plus érodés (Zarona, etc.

L'explication de ces phénomènes est l'érosion différentielle de la côte. En fait, les agents érosifs côtiers n'affectent pas au même rythme dans toutes les couches géologiques des falaises. Pour différentes raisons, l'érosion de certains matériaux est plus facile et, par conséquent, le retard le plus rapide sur la côte donne lieu à la création de baies, rías et éléments géomorphologiques de ce type. Cependant, d'autres matériaux sont difficilement érodés par des agents érosifs, donc des îles, des bouts et des éléments géomorphologiques de ce type apparaissent.

Trois sont les facteurs qui influencent l'érosion différentielle. D'une part, nous avons la grande érosion des régions tectonisées. Comme on l'a dit en expliquant le soulèvement des Pyrénées, les défaillances générées par l'insurrection provoquent que de la partie supérieure des falaises tombent de grands compartiments de pierre. Dans ces chutes, le frottement est très intense et les températures élevées sont atteintes. Les températures élevées provoquent des changements et rendent les pierres locales plus érodées avec les agents érosifs.

D'autre part, la structure même du flysch influence directement l'érosion différentielle. Dans les zones avec des couches de matériau dur (grès ou calcaire) épais et mous (argiles ou marnes) fins, l'usure du tiroir sera plus faible. Cependant, les régions avec des couches de matériau dur fines et épaisses de matériau souple sont plus mobiles et la côte est plus facile à reculer. Et enfin, l'apparition de structures rocheuses spéciales DIAPIRO dans certains aspects de notre côte influence également. Les diapiros sont des roches plastiques formées par des marnes, des argiles et souvent des pierres magmatiques appelées ofites du Triassique qui affleurent à travers les pierres supérieures.

Sa caractéristique la plus remarquable est la mobilité élevée, de sorte que dans les zones de diapiros s'ouvrent baies ou rías (Urdaibai, Bakio, Zarautz, Mutriku, etc. ).

La côte que nous connaissons aujourd'hui est la conséquence de tous les facteurs et processus mentionnés. Maintenant, revenons au présent et étudions plus en profondeur nos falaises.

Tronçons de falaises

Bien qu'il existe de grandes différences entre les falaises, dans la plupart des cas, on peut distinguer deux zones:

• Plate-forme d'abrasion: comme mentionné ci-dessus, la force de traction est concentrée à la base des falaises, faisant de plus en plus grands trous. Lorsque les dimensions de ces trous empêchent le maintien de la falaise, celle-ci se détache et à sa base se développe une plate-forme d'abrasion dépendant des marées marines, témoin silencieux des falaises du passé.
• Falaise rocheuse: c'est une falaise rocheuse qui se dresse perpendiculairement à la plate-forme d'abrasion. On peut y distinguer trois zones distinctes: la première est la falaise la plus proche de la mer, qui présente normalement des pentes très inclinées et supporte l'effet le plus violent de la traction; la seconde, située sur la dernière et avec une pente douce de talus et corniches, et la troisième partie supérieure de la falaise. Dans ce dernier, la pente de la falaise et l'influence de la mer sont insignifiantes et le vent est le facteur qui contribue le plus.