Cette recherche a été soutenue par l’IFQM (Institut France-Québec Maritime) dans le cadre d’un cofinancement de thèse en co-tutelle France-Québec. Elle a également été financée par l'Institut Paul Emile Victor (IPEV - Institut polaire français) dans le cadre du programme de recherche EXTREMEVENT et EVEXTREMIS (Arctique - numéro de projet 1216) pour les périodes 2019-2022 et 2023-2026. Elle aussi été soutenue par l'école doctorale interdisciplinaire pour la planète bleue ISblue (ANR-17-EURE-0015) et cofinancée par une subvention du gouvernement français dans le cadre du programme « Investissements d'Avenir », et par la région Bretagne. Un financement a également été fourni par le Conseil national de recherches du Canada, notamment une subvention supplémentaire pour le Nord, le Laboratoire de recherche sur les côtes nordiques et arctiques de l'UQAR. Un soutien financier a également été fourni par la Chaire de recherche en géoscience côtière et le Fonds de recherche du Québec – Nature et technologies (bourse postdoctorale, Université du Québec à Rimouski).

1. Introduction

1Depuis sa première utilisation par Lyell (1830) et Redman (1852) la définition du terme « barrier » (i.e., barrière ou cordon en français) a considérablement évolué. Selon Gilbert (1885), les barrières littorales sableuses et/ou graveleuses sont des « continuous outlying ridges accumulated at some distance from the water’s edge, i.e., backed by lagoon ». Il s’agit donc de constructions sédimentaires allongées formant des rides non adossées au continent ; la séparation à ce dernier se faisant par la présence d’un plan d’eau comme une lagune ou un bras de mer situé directement en arrière de la forme. Les barrières littorales sont aussi connues sous le nom « d’îles barrières » (i.e., barrier islands) en référence à la succession d’îles barrières (i.e., island chains) que l’on trouve sur la côte atlantique des États-Unis d’Amérique (du Cap Code au Cap de Floride) et dans le golfe du Mexique (Merrill, 1890 ; Shepard, 1952). En fonction de leur déconnection par rapport à la côte, ces barrières littorales se distinguent entre des cordons littoraux qui correspondent à des barrières ancrées au continent à leur deux extrémités – encore appelés « bay barrier » par Shepard (1960) ou « bar barriers » par Davis (1912) –, ou à des flèches littorales (i.e., spit barriers) lorsqu’elles sont ancrées à la côte à une seule extrémité, la seconde étant libre (Gilbert, 1885 ; Shepard 1960). Johnson (1919) a introduit un nouveau concept partant du principe que le point commun à toutes ces barrières littorales était le rôle protecteur qu’elles jouaient pour la côte contre les forçages marins (i.e., houle et hausse du niveau marin). Ainsi, Johnson a inclus dans le type « barrière littorale » les plaines littorales de progradation (i.e., strandplains) constituées d’une succession de rides d’accrétion encore appelées « beach ridgeplains » ou « chenier plains » (Byrne et al., 1959 ; Hoyt, 1969 ; Otvos et Price, 1979). Ainsi, l’usage du terme « barrière » a été étendu à ce type morphologie constitué d’une plage et de cordons dunaires successifs formant des champs de dunes (i.e., dunefields) accolés au continent par la communauté des chercheurs travaillant sur les dunes (Dillenburg et Hesp, 2009). Pour autant, Gilbert (1885) distingue les plages des barrières littorales car elles correspondent à des formes d’accumulation sableuses et/ou graveleuses ne comportant pas de lagune, de bras de mer, ou de marais en arrière ; ce que Johnson (1919) appelle encore des « bayhead beaches ».

2En France, au terme de barrière littorale se substitue plus communément celui de « cordon littoral » dont l’origine est attribuée à de Beaumont (1845). Dans la septième leçon intitulée « Levés de sable et de galet » de son ouvrage « Leçons de Géologie Pratique », l’auteur décrit le rôle du déferlement des vagues dans la construction de bourrelets ou de talus constitués de matériels meubles plus ou moins grossiers, qu’il qualifie de « cordons littoraux ». Il utilise également le terme « d’appareil littoral » lorsque que ces derniers sont constitués de dunes à leur sommet. Ainsi, de Beaumont use du terme de cordon littoral dans son acception la plus large pour décrire des formes d’accumulation sédimentaire bien différentes allant de la plage de sable ou du cordon de galet adossés, à des formes non adossées telles que des barrières – au sens anglosaxon du terme –, en passant par les flèches à pointe libre et les tombolos. La notion de cordon littoral a quelques fois été réservée pour qualifier des formes d’accumulation ancrées à leurs deux extrémités, et séparées du continent par une lagune. Dans ce cas, la morphologie du cordon littoral s’accorde avec celle d’une barrière, qui peut aussi être aussi appelée « lido », notamment en Méditerranée (i.e., les lidos languedociens). Ce terme a été pour la première fois utilisé en 1856 par le géologue M. Renaud qui présentait à l’académie des sciences la géologie de l’isthme de Suez (Figuier, 1857).

3Dès les années 1950-60, plusieurs essais de typologie des barrières littorales – comme formes d’accumulation sédimentaire – correspondant à des cordons, des flèches, des plages, et autres formes fuyantes comme les tombolos ou les queues de comète, sont proposées (Guilcher et al., 1957 ; Zenkovich, 1967 ; King, 1972). Elles s’inspirent des nombreuses avancées en matière de connaissances et de compréhension des processus morphodynamiques côtiers (Davies, 1964 ; Bird, 1973). De ce fait, elles se distinguent des premières classifications privilégiant essentiellement le caractère morphostructural et tectonique des reliefs continentaux, décrits comme étant les « formes initiales » à l’origine de « formes séquentielles littorales », dites « secondaires », produites par les transgressions marines au Quaternaire (Gulliver, 1899 ; Davis, 1899). De même, selon Jonhson (1919), il s’agit simplement de distinguer les « côtes de submersion » donnant la primauté à l’ennoiement durant la transgression Holocène, des « côtes d’émersion » correspondant à des formes littorales perchées issues de niveaux marins d’âge Pléistocène plus élevés qu’à l’actuel. Il introduit une troisième classe caractérisée de « neutre » dont la morphologie littorale dépend du rapport entre les apports sédimentaires et les mouvements de l’écorce terrestre. Shepard (1937) reprendra cette idée pour élaborer une classification génétique plus précise basée sur des subdivisions, en établissant une distinction fondamentale entre les côtes principalement façonnées par des agents non marins et celles qui ont été modifiées pour prendre leur forme actuelle par l'action des processus marins. Ainsi, il ouvre la voie à de nouvelles approches qui tiennent dorénavant compte d’une grande variété de critères descriptifs et dynamiques tels que la physionomie morphosédimentaire de surface et interne des formes d’accumulation, comme les processus hydrologiques et morphodynamiques à l’origine de leur construction et de leur évolution (Shepard, 1952, 1960 ; Tanner, 1960 ; Bird, 1973 ; Davies, 1980 ; Wright et Short, 1984 ; Boyd et al., 1992 ; Masselink et Short, 1993 ; Benedet et al., 2006 ; Davis et Fitzgerald, 2009). Les études de Otvos (2012) et de Van Heteren (2015) actualisant les typologies des formes d’accumulation rendent très bien compte de cette évolution et restent des références pour la compréhension de la construction, du fonctionnement, et de la classification des cordons littoraux de type « barrière ».

4Les formes d’accumulation littorale en général sont très répandues au niveau des marges passives où la présence d’une plateforme continentale constitue un espace d’accueil propice à la sédimentation (Inman et Nordstrom, 1971). C’est d’ailleurs à ces endroits que l’on trouve tous les plus grands deltas du monde qui constituent les formes d’accumulation sédimentaire les plus importantes (Anthony, 2013 ; Anthony et al., 2025 ; Syvitski et al., 2022). Aux hautes latitudes où l’action du froid a produit des couvertures sédimentaires de type paraglaciaire (Forbes et Taylor, 1987 ; Forbes et Syvitski, 1995), la granulométrie de ces formes d’accumulation devient plus grossière. De même, leur présence tend à augmenter car l’abondance des dépôts morainiques reliques de versant et/ou formant des modelés originaux de drumlin(s), ont constitué une source sédimentaire remobilisée lors de la transgression marine Holocène (Carter et al., 1990 ; Forbes et al., 1995 ; Billy et al., 2015, 2018 ; Forde et al., 2016). Dans bien des régions, le déblaiement par la mer de ces dépôts est d’ailleurs toujours actif dès lors qu’ils affleurent au niveau des franges littorales (Mercier, 2008). En domaine tempéré, que ce soit sur substrat cristallin (i.e., Bretagne, Cornouailles anglaise, Pays de Galles, etc.), ou crayeux (i.e., Normandie, Dorset, Sussex, Kent, etc.), ces dépôts pléistocènes sont de type périglaciaire. Encore appelés head, ils correspondent à des coulées de gélivation mises en place durant le dégel estival des périodes froides (Hallégouët, 1973, 1979 ; Monnier, 1979 ; Monnier et Morzadec, 1982 ; Giresse et Lautridou, 1973 ; Lautridou et al., 1974 ; Harris, 1987 ; Bird, 1998 ; Pierre et al., 1998 ; Mercier, 2008 ; Whiteman, 2025 ; Whiteman et Haggart, 2025). Leur érosion lors de la dernière transgression marine a aussi constitué une source d’apports sédimentaires substantielle pour la construction des cordons littoraux holocènes, comme ce fut le cas le long de la côte bretonne (Hallégouët, 1973 ; Stéphan, 2011b ; Stéphan et al., 2015) ou du sud de l’Angleterre (Bird, 1998 ; Whiteman, 2025).

5En Islande, les formes d’accumulation abondent du fait d’une très grande disponibilité de matériaux meubles recouvrant la roche en place (moraines, cendres et téphras volcaniques, etc.). En effet, durant les phases froides du Quaternaire, l’englacement de l’île a produit d’importantes couvertures morainiques distribuées sur l'ensemble de l'île (Geirsdóttir et al., 2007). L’érosion de ces formations superficielles par les dynamiques fluviale et marine a contribué – et contribue toujours – à alimenter significativement la côte en sédiments via le continuum terre/mer. Les estimations sur les taux de dénudation de l’île durant l’Holocène ont été évalués à ~5 cm par millénaire (Geirsdóttir et al., 2007), des valeurs principalement attribuées aux dynamiques naturelles (i.e., volcanisme et variations climatiques notamment), qu’à l’impact anthropique suite à la colonisation tardive de l’île (i.e., ~900 apr. J.-C.) (Geirsdóttir et al., 2020). Les formations superficielles meubles que l’on trouve en Islande correspondent également à des dépôts de cendres et de téphras volcaniques (Larsen et Eiríksson, 2008). Les auteurs estiment les volumes de ces dépôts entre 0,01 et 10 km³, sachant que près de 50 % des volumes de ces différents dépôts connus se situent entre 0,1 et 0,5 km³. La production de téphras basaltiques est caractéristique des systèmes volcaniques partiellement englacés, situés en partie dans des zones où le niveau des eaux souterraines est élevé, ou au large des côtes (i.e., île de Surtsey), à savoir les systèmes volcaniques de Grímsvötn, Katla, Veidivötn-Bárdarbunga, Reykjanes, Kverkfjöll et Vestmannaeyjar (Larsen et Eiríksson, 2008). Ainsi, lors des éruptions sous-glaciaires, les débâcles glaciaires (jökulhlaup) jouent un rôle important dans l’érosion de ces dépôts et la construction de grandes plaines sédimentaires littorales appelées sandurs (Krigström, 1962 ; Björnsson, 2002 ; Russel et al., 2006). Ces dynamiques sont toutefois essentiellement localisées dans le sud de l’Islande où sont présentes les grandes calottes glaciaires du Mýrdal, du Vatna, et d’Eyjafjalla.

6La présente étude porte sur les deux régions de Vesturland et Vestfirðir, situées sur la côte ouest de l'Islande, et couvrant ~500 km de linéaire côtier (fig. 1, tab. 1). Ce secteur d’étude est caractérisé par un nombre important de formes d’accumulation représentant une centaine de cordons. L’objectif de cette étude a donc été de les classer en les replaçant au sein des typologies existantes (Stephan, 2011b ; Billy, 2014 ; Zenkovich, 1967). Notre travail s’est dans un premier temps attaché à inventorier et caractériser ces formes littorales à partir de documents géographiques (photographies aériennes et cartes topo-bathymétriques et géologiques), et d’investigations de terrain. Dans un deuxième temps, nous avons eu recours à des traitements statistiques, de type classification ascendante hiérarchique (CAH) et analyse factorielle de données mixtes (AFDM), pour élaborer cette classification typologique. Ce travail nous a enfin permis d’identifier les facteurs morphologiques et hydrodynamiques explicatifs des différents types de formes d’accumulation identifiées.

2. Typologie des formes d’accumulation

7La typologie des formes d’accumulation que nous avons retenue dans cette étude s’appuie sur les classifications de Guilcher (1957), Zenkovich (1967), King (1972), Otvos (2012) et plus récemment de Stéphan (2011b) dans le cadre de ses travaux portant sur la Bretagne. Ainsi, 12 types d’accumulation littorales ont été identifiés et classés au sein de notre zone d’étude en fonction de leur morphologie et de leur dynamique de construction (fig. 2).

8Les flèches barrantes « baymouth barriers » (fig. 2A), sont formées par la dérive littorale à la faveur d’une échancrure le long de la côte. Ainsi, elles se construisent en travers d'une baie ou d’un estuaire. Elles sont ancrées au rivage à l’une de leur extrémité (racine ou partie proximale), tandis que la pointe opposée reste libre (musoir ou partie distale), ce qui leur vaut d’être aussi appelées des flèches à pointe libre. Dans le cas des estuaires, elles obstruent partiellement leur embouchure créant ainsi des lagunes semi-fermé(e)s ou des marais maritimes, ce que Otvos (2012) appelle des « bay-blocking barrier » ou (Stéphan, 2011a ; Stéphan et al., 2015) des « flèches barrantes ». Ces constructions sédimentaires sont notamment présentes dans les secteurs marqués de très faibles pentes de l’avant-côte favorisant la diminution importante de l’énergie des vagues. Si certains auteurs privilégient l’action de la dérive littorale dans la mise en place et l’évolution de ces formes (Orford et al, 1991, 2002), il convient également de prendre en compte les dynamiques transversales qui ont joué un rôle essentiel dans le transit sédimentaire lors de la transgression Holocène.

9Les flèches en vis-à-vis et les flèches en chicane « facing et sinuous spit » (fig. 2B-C), se forment également à la faveur d’un rentrant creusé par un cours d’eau (i.e., au niveau des petits estuaires peu profonds et bien ouverts sur la mer), et se distinguent par leur disposition générale. Elles sont liées à l’action de courants longitudinaux (i.e., dérive littorale) opposés convergents qui provoquent la construction de deux flèches de part et d’autre de l’embouchure, créant des ainsi des structures en miroir. Dans le cas d’une disposition en vis-à-vis, les deux musoirs opposés se faisant face sont séparés par le chenal d’évacuation des eaux fluviales. La disposition en chicane est caractérisée par le passage d’une flèche devant l’autre ; le tracé du cours d’eau dessine alors une chicane au niveau de l’embouche estuarienne. Cette particularité s’explique par une différence des compétences de transport sédimentaire entre les deux dérives littorales opposées qui ne sont plus équivalentes.

10Les flèches mi-baie et les flèches volantes « half-bay spits et flying spits » (fig. 2D-E), se construisent dans des secteurs relativement abrités de la houle incidente (i.e., dans les baies ou des fjords). Elles sont ancrées à la côte dans leur partie proximale et s’étendent vers l’autre rive sans jamais fermer l’ensemble du système à l’image des flèches barrantes. Cela s’explique par la morphologie sous-marine de la baie ou du fjord caractérisée par la présence d’un chenal très incisé, et/ou des profondeurs trop importantes pour que la sédimentation entraîne un allongement important de la flèche. Le développement des flèches volantes « flying spits », terme emprunté à Evans (1942), est lié à l’action prédominante du transport sédimentaire longitudinale par la dérive littorale dans un contexte où les courants fluviatiles et de marée contrôlent également la progradation de la forme (Ashton et al., 2001 ; Ashton et Murray, 2006). La partie proximale des flèches de mi-baie est toujours très large car l’ancrage de la forme à la côte se fait par l’accrétion de crêtes successives pour former une structure arrondie. À l’inverse, la partie distale des flèches volantes est plus étroite à la côte alors que la forme s’élargit vers le large pour former un lobe à son extrémité

11Comme le nom l’indique, les plages ou les flèches triangulaires dites cuspides « cuspate beaches/spits » (fig. 2F), sont des formes d’accumulation triangulaires connues et décrites dès la fin du XIX^e siècle (Gulliver, 1896). Elles se développent dans les secteurs relativement abrités des houles incidentes (i.e., à l’intérieur de lagunes fermées à semi-fermées, ou à l’intérieur de fjords très profonds) où prédominent des vagues de fetch très limités « fetch-limited environments », encore appelées mer de vent (Zenkovitch, 1959). La forme triangulaire (ou de cuspide) ne peut se construire que par l’action de ces petites vagues propagées dans deux directions opposées au sein de plans d’eau de forme allongée, fermés à semi-fermés (Price et Zenkovitch, 1964 ; Evans, 1942).

12Les plages non adossées de type cordons littoraux ou barrières littorales « barrier-beach » (fig. 2G), désignent des constructions sableuses rattachées à la terre ferme à leurs deux extrémités, et séparées de ce dernier par un plan d’eau (bras de mer, lagune, étang, marais maritime, etc.). Elles sont souvent principalement construites par des transferts sédimentaires vers la côte (onshore), dans des environnements de forte dissipation de l’énergie de la houle où l’alimentation sédimentaire est suffisante (Shepard, 1960). L’action de la dérive littorale (courant longitudinale) peut aussi intervenir dans la régularisation du trait de côte.

13Les plages adossées à la terre ferme (fig. 2H) peuvent être soient sableuses ou constituées de galets. Ces plages se construisent dans des anses, des baies semi-fermées, ou des criques (d’où leur nom de plage de poche ou de pocket beach), circonscrites par des promontoires rocheux ou des caps de part et d’autre de l’espace d’accueil sédimentaire. Dans ce contexte, la faible étendue de l’espace d’accueil au regard des conditions hydrodynamiques (i.e., niveau marin et énergie des vagues), explique que le matériel sédimentaire constituant la plage soit accolé à la terre ferme (Bird, 2008).

14Les flèches sub-parallèles « sub-parallel spit » (fig. 2I), se forment sous l’action de courants parallèles à la côte qui transportent les sédiments parallèlement au rivage. Ces accumulations se forment à la faveur d’un rentrant affectant le trait de côte, permettant à la dérive littorale de construire des cordons étirés dans le sens du courant, et ancrés à la côte à leur extrémité proximale. Ces formes d’accumulation peuvent être constituer de crochons terminaux liés à la diffraction de la houle, dont la succession illustre les différents stades d’élongation de la flèche. Dans ce cas, le terme de flèche sub-parallèle à crochons (fig. 2J) ou « recurved spits » est utilisé (Evans, 1942 ; Billy, 2014).

15Les tombolos simples et doubles (fig. 2K-L) correspondent à des cordons reliant une île ou un îlot (i.e., obstacle) à la terre ferme. Du rapport entre la largeur de l’obstacle et la longueur d’onde de la houle dépend la morphologie simple ou double du tombolo ; il est simple lorsque le rapport est en faveur de la houle, et inversement lorsque l’obstacle est très large. Dans le cas d’un double tombolo, une zone humide est isolée entre les deux cordons. Ce type de construction sédimentaire résulte de diffraction de houle autour de l’obstacle – qu’il soit naturel (i.e., île ou îlot) ou artificiel (i.e., brise-lame) –, qui converge vers la zone de faible énergie située directement à l’arrière de ce dernier (i.e., zone d’ombre), favorisant ainsi la sédimentation (Jonhson, 1919 ; Escoffier, 1954).

3. Présentation de la zone d’études

3.1. Contexte géologique et géomorphologique

16L’Islande se situe au nord de l'océan Atlantique entre 63°23’N et 66°30’N. Formée sur le système volcanique de la dorsale médio-atlantique associé à un point chaud (Gudmundsson, 2000 ; Thordarson et Larsen, 2007), on estime que la formation de l'Islande a commencé il y a environ 24 millions d'années, mais les plus anciennes roches affleurant à la surface sont datées de 16 à 14 millions d'années (Thordarson et Larsen, 2007). L'île est donc constituée de basaltes d'âge tertiaire pour les plus anciens, auxquels s’ajoutent des coulées basaltiques plus récentes d’âges quaternaire, Holocène et actuel, notamment dans la zone de rifting active (fig. 3).

17L'Islande a connu plus de 20 glaciations au cours des derniers 4 à 5 millions d'années (Geirsdóttir et al., 2007). La déglaciation finale, intervenue entre la fin du Weichselien et le début de l'Holocène, s'est accompagnée de variations importantes du niveau marin relatif combinant des effets glacio-isostatique et eustatique (Norðdahl et al, 2008). Ces épisodes glaciaires ont laissé en place d'importantes couvertures morainiques pléistocènes (Geirsdóttir et al., 2007) qui constituent une première source sédimentaire majeure pour les littoraux. En parallèle, l'intense activité volcanique Holocène a généré multiples accumulations de téphras basaltiques et siliciques, issues de systèmes volcaniques tels que Hekla, Katla, Grímsvötn ou Snæfells (Larsen et Eiríksson, 2008). Ces dépôts représentent une seconde source sédimentaire importante à l’échelle de l’île. L'érosion emporte environ un million de mètres cubes (i.e., 0,001 km³) de sédiments chaque année (Thordarson et Höskuldsson, 2014), mais le volcanisme, et avec lui la production de téphras, compensent largement cette perte. À titre d'exemple, le seul système de Grímsvötn, qui est actuellement le plus actif d'Islande, a produit plus de 70 éruptions en 1 100 ans, générant des volumes de téphras basaltiques pouvant dépasser 20 km³ par couche (Larsen et Eiríksson, 2008). Par ailleurs, une troisième source de stocks sédimentaires existe à travers la présence de séquences de plages soulevées issues du rebond glacio-isostatique, détaillé dans la sous-partie 3.2. C'est de l’apport et/ou de la remobilisation de ces trois héritages morainique, volcanique et les dépôts de plage soulevées que proviennent les formations superficielles meubles recouvrant la roche en place terrestre et sous-marine, qui alimentent aujourd'hui les formes d'accumulation littorales.

18Le littoral ouest de l'Islande se divise en trois régions (fig. 3) : le Suðurnes, situé à l’extrême sud-ouest du pays sur la péninsule de Reykjanes ; la région du Vesturland, au centre ouest du pays qui comprend la péninsule de Snæfellsnes ; les Vestfirðir situés au nord-ouest. Des trois régions, Suðurnes correspond à la zone de rifting active de l’ouest du pays, en particulier au niveau de la presqu’île de Reykjanes. Cette péninsule a été désenglacée 4000 à 5000 ans avant le début de l’Holocène, soit il y a environ 17 000 à 16 000 ans (Sæmundsson et al., 2020) et des épisodes de rifting et de volcanisme se sont produits à des intervalles de 800 à 1000 ans, se manifestant notamment par des mouvements sismiques pouvant durer quelques dizaines d'années (Einarsson, 1991). En témoigne les récentes éruptions débutées en mars 2021 sur le système de Fagradalsfjall situé au nord-est de Grindavík, succédant aux derniers épisodes volcaniques datant du XIII^e siècle dans cette région (Barsotti et al, 2023). C'est ce volcanisme récurrent qui explique que les littoraux de la péninsule de Reykjanes soient essentiellement constitués de falaises taillées dans un substrat basaltique (Autret et al., 2016 ; Etienne et Paris, 2010). À la différence de la région Suðurnes, les régions du Vestfirðir et Vesturland qui constituent notre zone étude (fig. 1A), ont un volcanisme quasi-inactif, à l’exception de l’extrémité de la péninsule de Snæfellsnes où se trouve le stratovolcan Snæfells encore en activité aujourd’hui (Farnsworth et al., 2025). C’est précisément le long des littoraux de ces deux régions que l’on observe de nombreuses formes d’accumulation sédimentaire correspondant à des cordons, des flèches, des plages, etc., alimentées par l’érosion des dépôts morainiques ou de téphras (fig. 3). L'extrême découpage de la côte et la présence d'une large plateforme continentale, elle-même héritée de l'érosion glaciaire (Spagnolo et Clark, 2009), a favorisé le piégeage des sédiments à l’origine de ces formes d’accumulation (fig. 3).

3.1.1. Les Vestfirðir

19La région des fjords de l’ouest, Vestfirðir, située à l’extrémité nord-ouest de l’Islande (fig. 1), constitue l’un des domaines géologiques les plus anciens de l’île, avec des formations de basaltes tholéiitiques datant majoritairement du Miocène moyen autour de 12 millions d’années (Thordarson et Höskuldsson, 2014). Ces basaltes sont à l'origine de reliefs escarpés coiffés par des plateaux dont les surfaces culminent entre 400 et 970 m d'altitude (Hjort et al., 1985 ; Principato et al., 2006), qui ont été profondément entaillés par l’érosion glaciaire. Les glaciers du Pléistocène ont ainsi creusé de vastes vallées en auge (Geirsdóttir et al., 2007) dont la partie aval ennoyée correspond aujourd'hui à des fjords atteignant localement plus de 100 m de profondeur (Hjort et al., 1985). Les moraines accumulées dans les fonds des vallées témoignent de l’extension passée des glaciers. Depuis l’Holocène (11 700 ans BP), les processus paraglaciaires ont contribué à remodeler les paysages côtiers. Le retrait des glaciers a engendré une remobilisation intense des sédiments glaciaires hérités, favorisée par un niveau marin encore bas et une couverture végétale trop peu développée pour protéger les sols (Andresen et al., 2005). Cette remobilisation a dans un premier temps été associée à des processus de dynamique de versant (i.e., glissements de terrain, éboulements, formation de cônes alluviaux, etc.) (Peras et al., 2016 ; Mercier et al., 2025), avant que le remaniement de ces moraines et des dépôts proglaciaires ne viennent construire des formes littorales. Une majeure partie de ces dépôts glaciaires a été piégée au sein des fjords du nord-ouest ; ils sont toutefois encore abondants au large, le long du plateau continental, où la transgression Holocène ne les a pas totalement déblayés (fig. 3). Cette remobilisation sédimentaire a généré des taux d'accumulation élevés dès 10 000 - 8000 ans BP (Andresen et al., 2005). Des dépôts morainiques plus récents, associés à l'expansion du Drangajökull durant le Petit Âge Glaciaire (entre 1300 et 1750 ans), – seul glacier encore présent dans les Vestfiðir (fig. 3) –, ont aussi contribué à alimenter ces accumulations littorales (Anderson et al., 2018). En fonction du contexte morpho-bathymétrique, ces dépôts ont construit des accumulations sédimentaires le long des fjords, et de manière quasi systématique à l'embouchure des cours d'eau.

3.1.2. Les Vesturland

20La région des Vesturland (fig. 1) présente une histoire géologique plus récente datée de l’Holocène et marquée par une activité volcanique encore partiellement active (Farnsworth et al., 2025). Cette zone est dominée par les formations du système volcanique de Snæfellsnes, où se dresse le stratovolcan Snæfell (fig. 3), recouvert de la calotte glaciaire appelée Snæfellsjökull (Thordarson et Höskuldsson, 2014). Au sud de la région, de vastes plaines formées par d’anciennes coulées volcaniques datant du Pléistocène moyen (700 000 ans BP) structurent le paysage. Cette partie est également marquée par une plateforme continentale large et faiblement pentue parsemée de formes d’érosion/d’accumulation glaciaire datant de l’Holocène. Ces modelés, identifiées par Spagnolo et Clark (2009) et par Patton et al. (2017) comme des cordons morainiques sous-marins et des drumlins, sont notamment présents dans la baie de Faxaflói (fig. 3). Ces observations suggèrent que de nombreux cordons présents dans cette zone pourraient provenir d’une dynamique conjointe associant la remobilisation des sédiments glaciaires du plateau par l’action des vagues et des apports terrigènes importants venant de la partie terrestre de l’île. La partie nord de la péninsule est quant à elle dominée par des formations de rhyolite et d’andésite, principalement liées à des éruptions sous-glaciaires survenues durant le Pléistocène supérieur (126 000 ans BP). Aujourd’hui, la région reste marquée par l’activité du Snæfell dont les coulées holocènes (11 700 à 1200 ans BP) forment la partie géologiquement la plus récente de la péninsule.

3.2. Rebond glacio-isostatique

21L’Islande est soumise à un rebond glacio-isostatique en réponse à la fonte des glaces depuis le dernier maximum glaciaire (Le Breton et al., 2010). Malgré une forte hétérogénéité spatiale, la déglaciation rapide du plateau continental et des fjords amorcés dès 21 800 ans BP (Patton et al., 2017) est quasiment achevée au début de l’Holocène, vers 11 700 BP. Toutefois, le rebond post-glaciaire ne s’est accéléré qu’entre 10 ka ± 300 et 8,1 ka ± 350, se traduisant par des taux de soulèvement élevés compris entre 40 et 170 m, soit 2,1 à 9,2 cm/an (Le Breton, 2010). Localement, ils ont atteint 4,5 à 10,5 cm/an sur la côte sud-ouest (Biessy et al., 2008). Dans la région de Reykjavik, au sud du Vesturland, ce soulèvement rapide s'est traduit par une variation du niveau marin relatif de +43 m à -2 m en seulement 900 ans, entre 10 300 et 9400 BP (Ingolfsson et al., 1995).

22Le long des côtes des Vestfirðir et du Vesturland, ce soulèvement est à l’origine de séquences de plages soulevées à diverses altitudes (Norðdahl et Pétursson, 2005 ; Hjort et al., 1985). Le long des côtes du Vestfirðir ces dernières ont été identifiées à des altitudes variables atteignant 60 à 70 m lors d’une première phase de déglaciation, et 16 à 30 m lors d’une seconde phase (Hjort et al., 1985). Dans le Vesturland, les formations littorales soulevées que l’on trouve au sud de la péninsule se situent entre 105 et 148 m d’altitude (Ingólfsson and Norðdahl, 2001), et entre 65 et 69 m au nord de la péninsule (Brader et al., 2015). Ces plages soulevées constituent là encore des stocks sédimentaires fossiles composés de matériaux très hétérogènes susceptibles d'être remobilisés par l'érosion continentale (ou côtière), et d'alimenter les cordons littoraux actuels.

23Á l’échelle récente, les mesures GPS issues des campagnes ISNET effectuées entre 1993 et 2004 témoignent de mouvements lithosphériques encore actifs (Árnadóttir et al., 2009). Le long de notre zone d’étude, les taux de soulèvement récent varient de 2 à 4 mm/an en Vesturland d’ouest en est, et de 0 à 2 mm/an en Vestfirðir selon le même gradient longitudinal. En comparaison, le niveau moyen global des mers (GMSL) a atteint en 2023 sa valeur la plus élevée jamais observée par les systèmes de surveillance satellitaire. Les reconstructions basées sur les observations marégraphiques indiquent une élévation d’environ 21 cm entre 1900 et 2020, correspondant à un taux moyen de 1,7 mm/an (Palmer et al., 2021). Cette élévation s’est accélérée au cours des dernières décennies, atteignant 3,3 mm/an sur la période 1993-2018, puis 3,7 mm/an entre 2006 et 2018 (Nerem et al., 2018). Dans ce contexte, le rebond isostatique en Islande demeure dans la plupart des régions côtières inférieur à l’élévation eustatique globale récente, y compris dans les Vesturland. Ainsi, notre secteur d’étude est soumis à une élévation relative du niveau marin d’environ 1,7 mm/an, quelque peu atténué par le soulèvement isostatique.

3.3. Contexte hydrodynamique

24À l’échelle de l’Atlantique Nord, l’hydrodynamisme côtier est étroitement contrôlée par l’activité cyclonique des moyennes latitudes, notamment le déplacement des dépressions suivant des trajectoires globalement d’ouest commandées par la circulation des jet stream dans la haute atmosphère (Betts et al., 2004). La fréquence des cyclones majeurs caractérisés par des pressions inférieures à 990 hPa a montré qu’aux latitudes de l’Islande, leur fréquence était d’environ 5 à 6 épisodes par an (Schinke, 1993). Dans ce contexte l’Islande occupe une position clé sur le rail principal des dépressions nord-atlantiques ce qui favorise le passage fréquent de systèmes cycloniques profonds et confère aux côtes islandaises une forte exposition aux forçages hydrodynamiques extrêmes (Viggósson et al., 1988 ; Tomasson et al., 1997 ; Debernard et al., 2002 ; Geirsdóttir et al., 2014 ; Jóhannsdóttir, 2020).

25La hauteur significative des houles extrêmes hivernales mesurée par les bouées situées au large de notre zone d’étude atteignent respectivement 17 m et 19 m (fig. 4). Toutefois, les conditions de houle varient considérablement d’un secteur à l’autre. La zone la plus exposée reste le nord de la région des fjords de l’ouest (Vestfirðir) comme le montrent les enregistrements de la bouée de Straumnesdúlf donnant la prédominance aux fortes houles de NE (40° à 50°). Ce régime de houle est expliqué par l’orientation des vents dans l’ouest de l’Islande, largement contrôlés par la position et l’intensité de la dépression islandaise qui génère généralement des circulations d’est alors que les vents d’ouest restent rares (Einarsson, 1984). Á l’inverse, la faible bathymétrie de la baie de Faxaflói joue un rôle déterminant dans l’atténuation des hauteurs de houle de NW (210° et 240°) enregistrées par la bouée de Flateyjardúlf, où l’on observe également une petite houle de « mer de vent » provenant du NE (40° à 50°) (fig. 4). Les enregistrements de la bouée de Gardskagadúlf située au niveau de la presqu’île de Reykjanes montrent quant à eux la prédominance de fortes houles de directions SW qu’il convient toutefois de considérer avec prudence car la présence de la dorsale sous-marine dans ce secteur modifie la propagation et les caractéristiques des vagues (Stéphan et al., 2025).

26Le régime de marée en Islande est de type semi-diurne avec une amplitude de marée très variable d’une région à l’autre (Ingólfsson, 1996). Les marnages les plus importants s’observent sur la côte ouest où ils dépassent 4 m lors des plus hautes mers astronomiques, soit un régime macrotidal. Ils peuvent toutefois atteindre 5,84 m dans le fond fjord d'Akranes (Hvalfjörður) dans la région des Vesturland (Colangel, 2019). Le marnage diminue progressivement en direction du nord de l’Islande où il ne dépasse pas 1,5 m dans la région des Westfjord, soit un régime microtidal (Ingólfsson, 1996).

4. Matériel et méthode

4.1. Inventaire, classification et description des formes d’accumulation

27Le travail d’inventaire et de classification des formes d’accumulation du secteur d’étude s’est appuyé sur l’analyse d’images satellites récentes disponibles via Google Earth Pro®, ainsi que sur des images plus anciennes accessibles grâce à l’outil « Remonter le temps ». Cette approche diachronique a permis d’identifier, de localiser et de caractériser les formes d’accumulation littorale sur l’ensemble du linéaire côtier étudié. La lecture analytique de ces images a conduit à l’inventaire de 84 cordons littoraux (fig. 1, tab. 1). La classification morphologique de ces formes a été réalisée en nous appuyant sur la typologie présentée dans la section 2. Les cordons identifiés se répartissent en douze catégories morphologiques distinctes, comprenant 30 flèches barrantes, 5 flèches en vis-à-vis, 1 flèche en chicane, 3 flèches de mi-baie, 5 flèches volantes, 6 plages triangulaires, 3 barrières attachées, 16 plages adossées, 9 flèches sub-parallèles, 1 flèches sub-parallèles à crochons, ainsi que 3 tombolos simples et 2 tombolos doubles.

28Une fois inventoriés et classés, ces cordons ont ensuite été décrits à partir de 20 paramètres environnementaux correspondant à 6 variables qualitatives (tab. 2) et 14 variables quantitatives (tab. 3). Les variables qualitatives regroupent la granulométrie (sable ou sable/galet), la présence de végétation dunaire ou non, l’absence ou la proximité d'un cours d'eau, la protection géographique (soit la présence de protections naturelles contre la houle exemple les reliefs, des ilots, etc.), l'orientation par rapport à la houle dominante (parallèle ou perpendiculaire), et la présence d'un espace en arrière du cordon de type lagune ou marais pouvant accueillir la sédimentation (i.e., notion d’espace d’accueil). Ces caractéristiques ont aussi été déduites de la lecture analytique des images satellites et d’observations in-situ réalisées lors de nos missions de terrain. Les 14 variables quantitatives reposent sur des mesures morphométriques comme la hauteur, la largeur, la longueur, la pente avant, pente arrière des cordons. Elles correspondent aussi aux caractéristiques morphologiques de la plateforme sous-marine comme la largeur obtenue par la distance entre le cordon et les isobathes -25 m et -50 m, et la pente de cette dernière. À cela s’ajoute la quantification de paramètres hydrodynamiques comme l’angle d'incidence de la houle majeure au rivage, et les caractéristiques du prisme tidal correspondant à son volume pour les niveaux de morte et vive-eau, à sa surface, et à son rapport profondeur/surface. Ces données morphométriques ont été acquises à partir (i) des MNE fournit par Loftmyndir ehf., une entreprise de gestion des services d’acquisition et de diffusion d’informations spatiales en Islande, (ii) des données bathymétriques issues de la base de données EMODnet ainsi que du Marine and Freshwater Research Institute´s qui effectue des levés bathymétriques sur le pourtour de l’Islande depuis 2000.

29Ces 20 paramètres environnementaux, tous obtenus via les bases de données indiquées ci-dessous et/ou des observations de terrain, constituent des critères de description communs à l’ensemble des accumulations sédimentaires observées. Ils ont été choisis car les mesures ou les observations nécessaires à leur caractérisation étaient disponibles pour l’ensemble des 84 cordons recensés. Bien que d’autres paramètres descriptifs puissent être envisagés, ils n’ont pas été intégrés en raison de leur disponibilité incomplète à l’échelle de l’ensemble des accumulations. Ces paramètres sont détaillés dans les Tableaux 2 et 3. Toutefois, pour les paramètres quantitatifs, nous avons également choisi de les représenter de manière schématique afin d’illustrer la manière dont ils ont été calculés (fig. 5).

Fig. 5 – Schematic representation of the various quantitative criteria presented in Table 2.A: planar view of criteria. B: cross-section view of criteria.

4.2. Classification statistique des cordons

30La répartition des cordons et leurs caractéristiques géomorphologiques sont très hétérogènes. Dans ce travail nous avons cherché à comprendre les paramètres environnementaux dominants qui commandent les différentes morphologies observées et leur mise en place. Nous présentons ici un protocole méthodologique considérant la morphologie observée comme variable dépendante et l’ensemble des paramètres environnementaux comme variables indépendantes (tab. 2-3). Dans ce cadre, plusieurs problèmes sont présents et doivent être pris en compte pour opérer les choix méthodologiques les plus pertinents :

• les variables explicatives présentent une multi-colinéarité importante ;

• des valeurs extrêmes apparaissant concernant certains critères morphologiques : par exemple, la distance entre le niveau 0 du cordon et l’isobathe -25 m montre 6 valeurs extrêmes fortes qui présentent une grande cohérence territoriale en fond de fjord particulièrement reculé. La pente moyennée sur plusieurs transects allant du niveau 0 à l'isobathe -25 m présente quant à elle 2 valeurs extrêmes, de nouveau spatialement cohérentes au sein d’un fjord très spécifique présentant une profondeur importante rapidement. Ces valeurs étant clairement identifiées, nous n’avons pas souhaité leur donner une place trop importante dans l’explication de l’analyse produite ;

• certaines modalités de la variable dépendante sont rares. Des regroupements morphologiques ont été opérés afin de garantir un effectif minimum pour chaque catégorie concernée. Toutefois, la contrainte de conservation d’une cohérence dans la description morphologique conduit à un effectif réduit de certaines catégories : les cordons en barrières attachées sont réduits à 3 observations ; les tombolos simples à 5. Cependant, nous avons pris garde que dans l’analyse de Chi², ces effectifs rares ne soient pas à l’origine d’un dépassement de seuil de significativité.

31Classiquement, face à de telles structures de données (i.e., une variable qualitative à expliquer et des variables explicatives à la fois qualitatives et quantitatives), on réalise une régression logistique multinomiale. Présentement, cette méthode ne répond pas aux problèmes établis précédemment : la multi-colinéarité rend presque impossible l’interprétation des résultats, surtout lorsqu’elle concerne la distinction des effets propres des variables explicatives. De plus, de faibles variations dans l’échantillon pourraient entraîner de grandes variations aux niveaux des coefficients. Ces biais sont encore plus présents dans une régression multinomiale à 8 modalités. L’instabilité statistique est démultipliée, cet effet pouvant être très grand sur des modalités à faible effectif.

32Nous avons donc choisi une combinaison de méthodes garantissant la prise en compte de la multi-colinéarité, la prise en compte de structures statistiques non paramétriques et la composition hétérogène des sous-échantillons en fonction des modalités de la variable à expliquer. Nous avons ainsi privilégié une démarche plus exploratoire, avec une forte composante descriptive structurée afin de dégager des profils sur les variables explicatives pour voir dans un second temps comment la variable explicative se distribue selon ces profils.

33Dans un premier temps, nous avons réalisé une Analyse Factorielle de Données Mixtes (AFDM) afin de ramener l’ensemble de critères explicatifs à des variables quantitatives tout en réduisant la multi-colinéarité de ces facteurs. Cette méthode permet une représentation conjointe des deux types de variables dans un espace factoriel commun. Elle permet d’explorer les relations entre différentes natures de variables et de représenter de manière synthétique l’ensemble des observations. L’AFDM est particulièrement utile pour des jeux de données multidimensionnels et hétérogènes. Dans un souci de synthèse, seuls les résultats de cette dernière sont présentés dans cet article bien qu’une AFC et une ACP aient été respectivement réalisées sur les données qualitatives et quantitatives.

34Par la suite, une classification ascendante hiérarchique (CAH) a été appliquée à la population de 84 cordons pour regrouper les cordons en classes homogènes sur la base des axes factoriels générés précédemment. La CAH est une méthode de classification itérative qui fusionne successivement les observations les plus similaires, jusqu'à obtenir une hiérarchie complète représentée sous forme de dendrogramme. Dans cette étude, la CAH a été réalisée en utilisant la méthode de Ward, qui minimise la variance intra-classe et maximise la variance interclasse à chaque étape de la fusion. De plus, pour une question de cohérence nous avons choisi cette méthode car elle limite l’impact des valeurs extrêmes sur la structure des regroupements.

35Le dendrogramme obtenu permet de déterminer le nombre optimal de classes en identifiant la rupture significative dans la hiérarchie (fig. 6). De plus, pour rendre les classes générées plus facilement interprétables, nous avons analyser les déviations, sur chaque variable, exprimées en écart-types, des moyennes des classes par rapport à la moyenne générale. Ces différentes analyses ont été réalisées à l’aide du logiciel Philcarto, un outil développé pour la cartographie thématique et l’analyse statistique géographique (Waniez, 2010).

4.2.2. Le Chi² et calcul d’indépendance des résultats

36Des tests de dépendance entre variables ont été menés à l’aide de la statistique du Chi² (X²) (fig. 6). Ces analyses ont permis d’évaluer la force de l’association entre les variables (paramètres environnementaux) et les différentes formes d’accumulation et ainsi de vérifier l’indépendance ou la dépendance des deux.

37Les tableaux générés ont permis de calculer : la valeur du Chi² (X²), indiquant la significativité de la relation observée entre les variables ; le T de Tschuprow, qui exprime le pourcentage d’explication ou la force de l’association entre les variables (valeur comprise entre 0 et 1, où 0 indépendance totale et 1 indique une association parfaite) ; la valeur seuil critique, extraite de la table du Chi² pour un seuil de signification de q = 0,05 (soit un niveau de confiance de 95 %). Le seuil critique de X² dépend du nombre de degrés de liberté (ddl), qui est calculé selon la formule :

38La valeur du X² calculée est ensuite comparée à cette valeur seuil. Si X² calculé > X² seuil, l’hypothèse d’indépendance entre les variables est rejetée, et l’on conclut qu’il existe une relation significative entre ces variables à 95 % de confiance.

5. Résultats

5.1. Résultats de l’inventaire

39La Figure 7 présente la carte de localisation et de classification morphologique des 84 cordons sédimentaires identifiés dans le secteur d’étude. Chaque accumulation y est localisée, nommée et associée à l’un des types morphologiques définis précédemment. Dans cette représentation cartographique, les flèches sub-parallèles et les flèches sub-parallèles à crochons ont été regroupées sous une catégorie unique « sub-parallèle », en raison de leur développement dans des environnements de dépôt similaires et afin d’améliorer la lisibilité de la carte.

40Cette figure constitue une synthèse spatiale de l’inventaire morphologique et permet de visualiser la répartition des différents types de cordons le long du littoral étudié. L’ensemble des dénominations attribuées à chaque accumulation est détaillé dans le Tableau 1, associé à la carte.

5.2. Interprétation du dendrogramme et analyse du Chi²

41Le dendrogramme obtenu met en évidence une rupture significative à la formation de sept classes distinctes (fig. 8). Ce seuil est déterminé entre les valeurs 1 et 1.1 de l’indice de niveau de la hiérarchie. C’est à ce niveau qu’est marqué la plus longue distance entre les classes. Les résultats statistiques du test de dépendance associé à cette classification montrent (i) un Chi2 (X2), de 89,91, indiquant une association significative entre les variables considérées, (ii) la valeur seuil globale du test à 66,34 et la valeur seuil cellule de 1,60 obtenue pour un niveau de confiance de 95 % (q = 0.05) et les degrés de liberté associés. Étant donné que la valeur de Chi² calculée est largement supérieure à cette valeur seuil globale, l’hypothèse d’indépendance entre les variables est rejetée, confirmant la pertinence de cette classification. Les résultats montrent également un T de Tschuprow de 40,64 %, traduisant un important niveau de liaison.

42La pertinence des relations entre les paramètres environnementaux et les formes d’accumulation sédimentaire repose sur certaines associations spécifiques entre les morphologies et ces paramètres environnementaux (tab. 4). Les valeurs de contribution au X² supérieures à la valeur seuil pour chaque cellule de 1,60 sont considérées comme statistiquement significatives et traduisent une corrélation entre un paramètre environnemental donné et un type de forme sédimentaire. Dans le Tableau 4, ces valeurs sont mises en évidence par un code couleur : les cellules surlignées en orange correspondent aux valeurs de χ² supérieures au seuil de significativité et indiquent une sur-représentation du sous-effectif concerné par le croisement entre la classe et la morphologie concernées. Les cellules surlignées en bleu présentent également des valeurs supérieures au seuil mais traduisent une sous-représentation du sous-effectif concerné. Ces valeurs soulignent donc une association préférentielle entre certains paramètres environnementaux et des types spécifiques de cordons sédimentaires. Le détail des paramètres environnementaux auxquels sont associées les différents types sont présentés dans la partie suivante (fig. 9).

43Afin de renforcer la robustesse statistique de l’analyse et de limiter les effets liés à des effectifs réduits, les douze types morphologiques initialement identifiés ont été regroupés en huit catégories fonctionnelles sur la base de leurs similarités morphologiques et des environnements de dépôt associés. Ces regroupements comprennent : (1) les plages non adossées, (2) les plages triangulaires, (3) les flèches barrantes, (4) les flèches volantes et de mi-baie, (5) les plages adossées, (6) les flèches sub-parallèles et sub-parallèles à crochons, (7) les tombolos simples et doubles, et (8) les flèches en vis-à-vis et en chicane. Cette approche permet de tester de manière plus pertinente la relation entre les paramètres environnementaux et les grands types d’environnements morphosédimentaires, tout en facilitant l’interprétation des corrélations mises en évidence par le test du X².

5.3. Résultats et description des classes de la classification : AFDM

44L’interprétation des classes a été affinée à l’aide des résultats du test du Chi² (tab. 4), permettant de relier chaque classe à des types de formes côtières spécifiques avec des degrés d’association plus ou moins marqués. Mais c’est grâce aux poids des différents paramètres environnementaux que les classes peuvent être décrites en fonction de leurs critères discriminent (fig. 9).

• Classe 1 : Flèches courtes et perpendiculaires à la houle majeure (fig. 10A).

45Cette première classe regroupe des cordons exposés à des environnements à forte énergie hydrodynamique, caractérisés par des pentes importantes (avant-plage, arrière-plage et plateforme sous-marine), des prismes tidaux volumineux, et des distances réduites aux isobathes -25 m et -50 m. Ces cordons présentent également une largeur importante, et une longueur réduite contrainte par la bathymétrie locale. Cette classe est principalement associée aux plages triangulaires (Chi² calculé = 2,88) et aux plages volantes et mi-baie (Chi² = 10,29) (tab. 4). Nous les retrouvons en grande partie au centre des fjords et tout particulièrement nombreux dans les régions des fjords de l’ouest.

• Classe 2 : Flèches fermant des lagunes ou des baies (fig. 10B).

46Les cordons de cette classe ne présentent pas de critères fortement discriminants, ils sont généralement situés dans des zones peu protégées par leur environnement et donc très exposé à la houle mais fortement alimenté en sédiment. On retrouve une longueur importante et la présence d’un espace d’accueil significatif. Ces caractéristiques correspondent à des cordons en développement dans des contextes où l’espace côtier permet une extension transversale à la direction de la houle majeure soit dans des espaces où la bathymétrie permet aussi leur développement, ce qui signifie des pentes très faibles. Cette classe est associée aux longues flèches barrantes (Chi² calculé = 3,37) et aux plages en vis-à-vis et en chicane (Chi² calculé = 7,48) (tab. 4).

• Classe 3 : Flèche sub-parallèles longues (fig 10C).

47Cette classe, associée aux plages sub-parallèles (Chi² calculé = 2,44) (tab. 4), se distingue par une faible présence de végétation, des pentes faibles et un éloignement significatif des isobathes -25 et -50 m. Mais le plus notable c’est bien leurs longueurs et largeurs importantes, allant de 1,5 à 3 km de long et toujours supérieur à 100 m de large. Ces cordons présentent également de grands volumes de prismes tidaux (allant de 10 000 m³ à 100 000 m³) et un rapport profondeur/surface élevé, avec l’indice atteignant des valeurs jusqu’à 2,5 alors que lorsqu’il est faible il autour de 0,05, traduisant des environnements marins ouverts, fortement influencés par les processus de dérive littorale, telle que la grande baie de Faxaflói (fig. 3).

• Classe 4 : Flèche sub-parallèles courtes (fig. 10D).

48Cette classe regroupe également des plages sub-parallèles (Chi² calculé = 7,31) (tab. 4), mais dans des contextes très différents. Ces cordons se développent dans des zones fortement protégées par la topographie locale. Les pentes restent faibles, comme pour la classe précédente, avec un éloignement des isobathes -25 m et -50 m élevé entre 15 et 30 km. Puis les dimensions des cordons (longueur et largeur) sont plus modestes que dans la classe 3, avec des longueurs toujours inférieures à 1 km, comprises entre 300 et 600 m et des largeurs inférieures à 100 m, qui dans notre étude sont comprises entre 30 m et 70 m. Ces différences traduisent des environnements plus fermés où la flèche a moins d’espace pour se développer longitudinalement par rapport à la côte.

• Classe 5 : Cordons construits par des courants opposés.

49Les cordons de cette classe présentent des dimensions réduites, des pentes faibles et de petits volumes de prismes tidaux. Ils sont localisés dans des environnements relativement protégés des dynamiques marines. Cette classe est associée principalement aux plages triangulaires (Chi² calculé = 2,22) et aux tombolos simples et doubles (Chi² calculé = 7,16) (tab. 4), formations souvent stables et peu évolutives, liées à des contextes de faible énergie, ou deux courants opposés se rencontrent.

• Classe 6 : Cordons accolés et quasi accolés à la côte (fig. 10E).

50Cette classe se caractérise par l’absence systématique d’un espace arrière, et des dimensions globales modestes : faible longueur autour de 1 km ou moins, faible largeur autour de 100 m ou moins, faible hauteur inférieure à 1 m et des volumes de prismes tidaux très réduits compris entre 0 et 0,05. La distance aux isobathes est également faible, traduisant des milieux rapidement soumis à des fonds plus profonds. Ces cordons sont typiques des plages non adossées (Chi² calculé = 6,24) et des plages adossées (Chi² calculé = 11,07) (tab. 4), souvent situées dans des baies semi-fermées et des environnements littoraux confinés.

• Classe 7 : Flèches fermant des fjords (fig. 10F).

51Cette dernière classe est associée exclusivement aux flèches barrantes (Chi² calculé = 2,31) (tab. 4). Ces formations sont préférentiellement associées à des pentes élevées de l’avant-plage et de la plateforme sous-marine. Les distances aux isobathes -25 m et -50 m sont également faibles, inférieures à 10 km, traduisant un positionnement des cordons à proximité immédiate des zones de forte dénivellation bathymétrique. Ces cordons présentent en outre un espace d’accueil limité et de faibles volumes de prismes tidaux (compris entre 0 et 20 000 m³), accompagnés d’un rapport profondeur/surface bas où l’indice tend vers 0, témoignant d’environnements peu favorables au développement de larges étendues intertidales. Cette configuration traduit des cordons instables, fortement contraints par la morphologie du littoral et des dynamiques hydrodynamiques locales.

6. Discussion

6.1. Contrôles environnementaux et validité de la classification

52L’inventaire des 84 formes d’accumulation littorale le long du Vesturland et des Vestfirðir met en évidence une diversité morphologique importante qui s’inscrit dans un contexte paraglaciaire à forte disponibilité sédimentaire (moraines, téphras, plages soulevées, apports terrigènes, etc.). Les résultats de l’AFDM et de la CAH montrent une structuration nette et non aléatoire des formes d’accumulation en fonction de leur environnement de dépôt, de leur morphométrie (longueur, largeur, pentes), de la morphologie de la plateforme (pente, distance aux isobathes -25 et -50 m), du prisme tidal et des paramètres hydrodynamiques. Le test d’indépendance, avec une valeur de χ² très élevée (89,91) par rapport à la valeur seuil globale du test (66,34), confirme une association particulièrement marquée entre les paramètres environnementaux (végétation, granulométrie, longueur, largeur, pente avant plage, pente arrière-plage, distance aux isobathes, etc.) et les morphologies observées (flèches sub-parallèles, flèches barrantes, tombolos, barrières attachés, flèches en vis-à-vis ou en chicane, etc.)

6.2. Rôle de la morphologie et du forçage hydrologique

53L’opposition entre classes dominées par des pentes fortes et une proximité aux isobathes (classes 1 et 7) et celles associées à des pentes faibles et des distances bathymétriques plus importantes (classes 2, 3, 4, 5 et 6) souligne le rôle structurant de la topo-bathymétrie, notamment de la plateforme sous-marine. Dans les Vestfirðir, les fjords profonds atteignant très vite -100 m et les seuils bathymétriques imposent une forte contrainte sur l’allongement des formes générant des cordons plus courts (classe 4), souvent limités par la présence de chenaux incisés avec de fortes pentes près du rivage, où l’isobathe -25 est atteint en moins de 1 km. À l’inverse, dans les secteurs plus ouverts ou à avant-côte plus dissipative, les formes peuvent s’allonger et se complexifier, notamment lorsque l’espace d’accueil est important (> 10 000 m³) (classe 3). Le rôle de la morphologie sous-marine et des irrégularités du trait de côte (caps vs baies) qui gouvernent la réfraction/diffraction et la distribution des gradients d’énergie de la houle a déjà été souligné par Billy (2014) dans la typologie morphosédimentaire des cordons littoraux de Saint-Pierre-et-Miquelon.

54Le contraste entre les classes 3 et 4 (tab. 4) constitue un résultat central car il montre que pour une morphologie de cordon a priori comparable (flèches sub-parallèles), la variabilité des environnements de dépôt induit des dynamiques de construction distinctes. Les flèches sub-parallèles longues (classe 3) se caractérisent par des longueurs et largeurs importantes (strictement supérieur à 1 km de long et 100 m de large), un éloignement des isobathes -25/-50 m et des pentes faibles, associés à de grands volumes de prisme tidal (> 10 000 m³) et à un rapport profondeur/surface élevé (> 1). Cet ensemble de paramètres décrit des environnements relativement ouverts où les échanges océan/lagune sont simplifié par une passe souvent large de plusieurs dizaines de mètres, où la dérive littorale peut s’exprimer et où la disponibilité en espace et en sédiments permet la progradation et l’allongement des cordons. L’absence relative de végétation observée dans cette classe peut traduire soit une dynamique de remaniement fréquente, soit une relative jeunesse morphologique où la végétation commence à s’établir progressivement.

55À l’inverse, les flèches sub-parallèles courtes (classe 4) se développent dans des secteurs fortement protégés par la topographie locale, avec des pentes faibles notamment un isobathe -25 m toujours éloigné de plus de 15 km, et des dimensions réduites (longueur < 1 km et largeur < 100 m). L’interprétation la plus cohérente est celle d’un environnement plus contraint, typiquement de fjord, où l’espace disponible pour l’élongation longitudinale est limité et où la circulation hydrodynamique est davantage contrôlée par la géométrie du plan d’eau (réfraction, diffraction, variations locales d’incidence). Autrement dit, ces deux classes illustrent bien la distinction de deux contextes morphodynamiques pour un même type de morphologie de cordon : (i) un domaine de baie ouverte, associée à une dérive littorale efficace dans un contexte où l’espace en arrière du cordon est suffisamment important pour que se construisent des formes allongées, (ii) un domaine de fjord plutôt confiné à fortes contraintes morphologiques où se développent principalement des cordons très courts.

6.3. Climat et niveau marin relatif

56Sur le plan atmosphérique, l’exposition de l’Islande à la forte fréquence des dépressions nord-atlantiques (Betts et al., 2004) se traduit par un régime de tempêtes hivernales récurrentes, susceptibles de remobiliser efficacement les accumulations sédimentaires présentes sur la côte (Etienne et Paris, 2010 ; Autret et al., 2023 ; Stéphan et al., 2025). La variabilité interannuelle et décennale du climat de houle dans l’Atlantique Nord-Est, ainsi que le rôle de la NAO sur les extrêmes hivernaux, suggèrent que les conditions de construction et de remaniement des cordons peuvent être modulées à des échelles pluri-décennales (Dodet et al., 2010). Dans ce contexte, les morphologies observées doivent être envisagées comme le produit d’un équilibre entre la disponibilité sédimentaire postglaciaire, une organisation des courants longitudinaux et transversaux, des contraintes bathymétriques locales, puis le rôle des épisodes énergétiques pour mobiliser ces apports sédimentaires.

57Après une phase de régression relative marquée au début de l'Holocène, le niveau marin étant passé sous son niveau actuel dès environ 10 000 – 9 400 ans BP dans les régions de Vesturland et des Vestfirðir (Brader et al., 2015 ; Ingolfsson et al., 1995), la tendance s'est progressivement inversée avec l'accélération de l'élévation eustatique au cours du XX^e siècle (Palmer et al, 2021). Aujourd'hui, le soulèvement isostatique résiduel de 0 à 4 mm/an (Árnadóttir et al., 2009) compense partiellement l'élévation eustatique récente de 3,7 mm/an (Nerem et al., 2018), résultant en une élévation relative du niveau marin atténuée mais positive d'environ 2 mm/an. Si l'accélération de l'élévation eustatique prévue au cours du XXI^e siècle se confirme, ce rééquilibrage partiel ne sera plus suffisant, ce qui serait susceptible de modifier progressivement les bilans sédimentaires locaux, en particulier pour les cordons les plus contraints (classes 1 et 7) où la proximité de fortes pentes bathymétriques limite l'extension et peut favoriser l'instabilité.

6.4. Spécificités morphoclimatiques et sédimentaires des littoraux arctiques

58La question de l’abondance de l’alimentation sédimentaire des environnements paraglaciaires est propre au domaine morphoclimatique des hautes latitudes arctiques et subarctiques ayant connu une longue période de désenglacement (Ballantyne, 2001). Comme l’indique l’auteur, la déglaciation a mis à nu des sources de sédiments instables à très instables d’origine glaciaire (moraines, tillites et sables glaciaires), qui ont ensuite été remobilisés par une grande variété de processus à différentes échelles de temps. De la quantité de sédiments disponibles et non renouvables au regard des taux d’érosion/remaniement, dépendent les dynamiques morphosédimentaires paraglaciaires » dont le fonctionnement à plus ou moins long terme, répond à un modèle d’épuisement. L’auteur insiste enfin sur le fait que dans tous les systèmes paraglaciaires, le schéma temporel de remaniement des sédiments est sensible aux perturbations externes (réchauffement vs refroidissement du climat, changement pluviométrique, etc.), qui ont pour effet de prolonger et/ou de relancer les processus d’érosion/déblaiement des sédiments, dans certains cas, des millénaires après la fin de la période initiale d’activité paraglaciaire. Au Svalbard, les taux d’accrétion dans certains fjords ont été multipliés par plus de dix entre le Petit Âge Glaciaire (i.e., +0,02 cm/an) et la période post-Petit Âge Glaciaire (i.e., +0,39 cm/an au cours du XX^e siècle), illustrant la sensibilité de ces systèmes aux phases de déglaciation rapide (Szczuciński et al., 2009). Forbes et Syvitski (1994) distinguent les littoraux paraglaciaires directement alimentés par la fonte des glaciers actuels de ceux alimentés par le remaniement progressif et plus lent des héritages glaciaires, opposant ainsi les sources (sédimentaires) glaciaires actives et les sources (sédimentaires) glaciaires reliques.

59Ainsi, après une longue période de stabilité morphodynamique entre 1940 et 1980, la côte occidentale du Groenland a connu une forte progradation de ces systèmes déltaïques, notamment entre 1980 et 2010, que les auteurs expliquent par un réchauffement du climat durant ces dernières décennies (Benedixen et al., 2017). En effet, les auteurs mettent en avant le changement climatique pour expliquer ses impacts sur cette zone côtière arctique, par la perte croissante de masse glaciaire, ainsi que du ruissellement et des débâcles qui en découlent entraînant un allongement des périodes d’eau libre favorable à la sédimentation/progradation du littoral. Les transformations morphologiques de la frange littorale du Svalbard au cours du dernier siècle sont aussi l’expression d’apports sédimentaires importants vers la côte, soulignant ainsi la rapidité de processus en tant que réponse paraglaciaire à la déglaciation dans l’Arctique (Strzelecki et al., 2020 ; Kavan et Strzelecki, 2023). Dans une étude récente, Kavan et al. (2025) ont estimé que le recul entre 2000 et 2020 de la plupart des glaciers arctiques se débouchant en mer avait libéré ~2466 ± 0,8 km (123 km/an) de « nouveaux linéaires côtiers », dont la majeure partie (66 %) se trouve au Groenland. Les auteurs insistent sur le caractère extrêmement dynamique de ces jeunes littoraux paraglaciaires, se caractérisant par des flux sédimentaires élevés et des morphologies en évolution rapide. Les auteurs indiquent également que des reconstitutions paléogéographiques récentes suggèrent que ce modèle de transformation morphologique côtière s’est répété pendant de longues périodes à l’Holocène. Les transitions des glaciers à terminaison marine vers des glaciers terrestres ont ainsi des implications significatives pour la circulation dans les fjords, la production biologique, l’état des écosystèmes marins, les cycles biogéochimiques entre la terre et la mer, ainsi que le bilan en CO₂ dans les eaux côtières (Kavan et Strzelecki, 2023).

60De observations similaires ont été faites au nord-ouest du Spitzberg où les décharges fluvio-glaciaires liées à la fonte des glaciers sont à l’origine de la construction de petits deltas recoupant d’anciens rivages (Héquette et Ruz, 1990). Ces formes de progradation littorales sont l’expression d’apports sédimentaires conséquents apportés à la mer. Les travaux réalisés plus récemment sur le même secteur ont montré que le recul des glaciers a un impact sur la disponibilité des sédiments et sur la capacité du système fluvial à transporter efficacement des sédiments vers le littoral (Bourriquen et al., 2018). Ainsi, une plaine littorale d’accrétion appelée « sandur » s’est construite entre 1966 et 2016, suivant un taux de progradation moyen d’environ +0,73 m/an entre 1977 et 1990 sous l'effet des apports fluvioglaciaires conséquents avant que la contraction par colmatage du réseau hydrographique n’inverse cette évolution (i.e., érosion d’environ −0,60 m/an entre 2011 et 2016). Comme le soulignent les auteurs, la modification de ces systèmes morphodynamiques illustrent la fragilité des systèmes paraglaciaires actifs face à l'épuisement ou la redirection des sources d’alimentation sédimentaire. En effet, lorsque les apports sédimentaires se tarissent, l’érosion du littoral prend le relais comme dans beaucoup de secteurs en Mer de Beaufort canadienne et américaine (Héquette et Ruz, 1991 ; Jones et al., 2009).

61Comme évoqué précédemment, les grandes plaines littorales de type « sandurs » trouvent leur équivalent non pas sur la côte ouest de l’Islande, mais dans le sud où leur construction est commandée par les jökulhlaups et/ou la fonte glaciaire active issue des calottes Vatnajökull, Mýrdalsjökull et Eyjafjallajökull (Krigström, 1962 ; Bluck, 1974 ; Maizels, 1993). Dans les deux régions du Vestfirðir et du Vesturland, les apports sédimentaires côtiers proviennent essentiellement de remobilisation de sources glaciaires dites reliques via le ruissellement pluvial et/ou la fonte saisonnière nivale, et non à la fonte des glaciers. À ces stocks sédimentaires glaciaires s’ajoutent également la présence de sources de sédiments issus du volcanisme (cendres, sables, et lapillis volcaniques) (Geirsdóttir et al., 2020 ; Larsen et Eiríksson, 2008 ; Larsen et Eiríksson, 2008). Il convient également de tenir compte des mouvements positifs du sol qui interviennent dans la préservation des formes littorales. Sans pour autant l’avoir quantifié, cet élément doit jouer un rôle dans les dynamiques morphosédimentaires côtières de notre site d’étude. Ainsi, des comparaisons peuvent être faites avec le nord-ouest du Nunavik au Québec, où le rebond glacio-isostatique atteint 8 à 9 mm/an s’ajoutant à l’alimentation sédimentaire fluvio-glaciaire du littoral est à l’origine de constructions sédimentaires (flèches, tombolos, plages, cordons, etc.) (Boisson et Allard, 2020), morphologiquement similaires aux formes observées dans les Vestfirðir et le Vesturland. De même, dans le Billefjorden au Svalbard où le rebond glacio-isostatique a entrainé une baisse du niveau relatif de la mer d’environ 60 m, de nombreuses plages soulevées constituent aujourd’hui des formes/stocks sédimentaires hérités (Joo et al, 2019).

6.5. Limites et perspectives

62Comme toute approche statistique visant à classifier des éléments paysagers à partir de l’analyse factorielle hiérarchisée, des limites interviennent quant au choix des paramètres (variables) explicatifs (Blanc et Froget, 1979 ; Usai et al., 2024 ; Béranger et al., 2026). Il apparaît toutefois que toutes ces études s’accordent sur la prise en compte de paramètres morphométriques et hydrologiques pour expliquer les variables de contrôle de la morphologie des formes étudiées. Le type de documents utilisés et les méthodes d’extraction des paramètres quantitatifs et qualitatifs déterminent en amont le nombre et la qualité en matière de résolution spatiale, de ces derniers. À titre d’exemple, cette étude a souffert d’un manque de données bathymétriques côtières suffisamment résolues pour déterminer finement les pentes sous-marines. De même, le paramètre hydrodynamique correspondant à l’orientation de la houle par rapport au rivage, a été déduit à partir de la direction principale des roses de houle, sans tenir compte des directions secondaires et/ou des mers de vent saisonnières ou épisodiques. Les paramètres morphométriques des cordons (i.e., largeur et longueur) a reposé sur l’utilisation d’images prises suivant des conditions de marée variables qui ont également pu altérer la mesure de ces distances. D’un point de vue des paramètres qualitatifs comme celui de la granulométrie, le choix de la classe « sable » et de celle correspondant au « sable-galet » appelée « mixte » a pu être erroné car la détermination de ces fractions granulométriques n’a pas toujours reposé sur des investigations de terrain, mais la simple lecture des images aériennes.

63Enfin, si le test du X² a confirmé une dépendance statistique forte entre la typologie des cordons et des classes morphodynamiques obtenues par l’analyse factorielle, les résultats obtenus restent fortement dépendant des critères explicatifs environnementaux et dynamiques conditionnés par la géomorphologie, l’hydrodynamisme, et les dynamiques sédimentaires propres au site étudié. Des travaux futurs pourraient intégrer des données hydrodynamiques à plus haute résolution et des suivis topo-morphologiques ciblés afin de mieux comprendre les processus à l’origine des différentes classes identifiées tout en tenant compte de la dynamique sédimentaire (apport vs érosion = bilan sédimentaire) qui reste un élément déterminant.

7. Conclusion

64Cette étude constitue la première analyse morphologique systématique des cordons littoraux de l'ouest islandais, un littoral jusqu'ici documenté uniquement à l'échelle de sa structure géologique interne (Thors et Boulton, 1991). L'approche multivariée adoptée, combinant CAH et AFDM à partir d’un ensemble de paramètres quantitatif et qualitatif relevant de la morphologie, de la bathymétrie et de l’hydrologie, permet de discuter des associations qui auraient été difficiles à identifier par une approche descriptive classique. Les sept classes identifiées, dont la robustesse est confirmée par le test du X² (89,91), montrent que le développement des cordons islandais est fortement conditionné par trois familles de paramètres, (i) le relief continental hérité de l'érosion glaciaire (topographie de fjord vs baie ouverte), (ii) la bathymétrie de l'avant-côte (pente de la plateforme, distance aux isobathes), et (iii) les conditions hydrodynamiques locales (exposition, incidence de houle, prisme tidal). Cela confirme une association significative entre les morphologies des cordons et les paramètres environnementaux considérés.

65Au-delà de leur valeur descriptive, ces résultats soulignent une caractéristique fondamentale de ces systèmes littoraux, leur alimentation sédimentaire repose quasi exclusivement sur des stocks hérités de l'histoire glaciaire et postglaciaire : dépôts morainiques, plages soulevées issues du rebond isostatique et téphras volcaniques associés au volcanisme. Ces sources sédimentaires confèrent à ces cordons une singularité morphosédimentaire et géologique intimement liée aux spécificités du contexte islandais.

66Dans un contexte d’élévation du niveau marin dont le taux actuel est ~3,7 mm/an ne serait plus intégralement compensé par le rebond isostatique régional, l’ensemble des paramètres de contrôle identifiés sont amenés à évoluer avec des effets différenciés selon les classes. Les cordons les plus contraints morphologiquement, évoqués en discussion, (classes 1 et 7), soumis à de fortes pentes bathymétriques limitant leur extension vers le large, apparaissent comme les plus exposés à une déstabilisation progressive. À l'inverse, les formes développées dans des contextes de baie protégée et de plateforme large ou au carrefour de nombreuses sources d’alimentation sédimentaire (classes 2 et 3) pourraient bénéficier d'une plus grande résilience à court terme.

67Ces résultats ouvrent plusieurs perspectives de recherche, notamment, l’intérêt de mobiliser les données hydrodynamiques (houle, courants, évènement tempétueux) et morphosédimentaires (évolution du trait de côte, granulométrie, bilan sédimentaire) à fine résolution, pour permettre de passer d’une approche morphologique statistique à une analyse morphologique des processus dynamiques. Enfin, le travail de classification développé ici pourrait être transposé à d'autres littoraux subarctiques hérités de la déglaciation, où des contextes morphologiques et sédimentaires comparables sont susceptibles de produire des associations similaires.

Auteur correspondant : clementine.fanton@univ-brest.fr ; tél : +33 (0)2 98 49 86 89