La baie de l’Aiguillon, issue de l’action combinée de l’Homme et de la Nature
L’Homme a, en effet, depuis de nombreux siècles contribué à l’assèchement et à la poldérisation du golfe des Pictons. Les polders d’estuaire, comme ceux de la baie de l’Aiguillon, ont la particularité d’être dépendants des formes naturelles : les digues épousent la forme du schorre mais ne peuvent en éviter leur érosion (Verger 1958). Les endiguements traditionnels successifs ont été stoppés après 1965 du fait d’une nouvelle prise en compte des enjeux écologiques mais aussi des coûts énormes engendrés par de nouvelles réalisations. Il y a eu renversement de la perception des conquêtes sur la mer.
Succession des poldérisations de l’anse de l’Aiguillon
La Nature a toujours façonné le golfe des Pictons, puis la baie de l’Aiguillon, du fait de ses apports terrigènes et donc du processus de sédimentation. Ce processus influera donc directement sur la typologie du milieu naturel et notamment sur la structure des slikkes et des schorres. La baie de l’Aiguillon, au niveau naturel constitue un des principaux marais salés de l’ouest européen. Celui-ci est soumis au régime de balancement des marées et est constitué de vastes estrans faits d’un sédiment de fine granulométrie. De plus, les anses à contours plus ou moins arrondis sont propices aux atterrissements argilo-limoneux. La pente de la slikke de ces milieux est de l’ordre de 1 à 3 ‰. Sur la vasière de l’anse de l’Aiguillon, les chenaux sont mouvants et peu encaissés, dessinant des réseaux dendritiques, fasciculés ou pennés, souvent accompagnés de petites levées (Paskoff 1985).
Il y a corrélation directe entre la zone des dépôts maximaux et la zone de plus grande fréquence des laisses de mer : ces laisses contribueront directement au comblement des chenaux. Les basses slikkes conservent un réseau dense de chenaux contrairement aux hautes slikkes du fait de ce processus. La progression du schorre est due à une progression régulière et rapide d’un talus linéaire situé au niveau où la fréquence des laisses de pleines mers est maximale – coefficients 77-88 (VERGER, 1969) .
Coupe longitudinale de l’estran (d’après Verger, 1995)
Le schéma à droite montre l’importance des laisses de pleine mer (VERGER, op. cit.).
La baie de l’Aiguillon peut être divisée en 4 domaines morphologiques différents (d’après Verger 1970) comme le montre la figure ci-dessous.
Domaines morphologiques
1 – la rivière de Marans ou Sèvre Niortaise, orientée nord-est / sud-ouest qui constitue le lit mineur de la partie maritime et qui ne découvre jamais.
2 – un domaine central couvrant à toutes les pleines mers même de morte-eau, circulaire dont la limite est caractérisée par une forte densité de chenaux qui constitue les basses slikkes.
3 – une première couronne, quasiment dépourvue de chenaux, qui recouvre le domaine central, qui constitue les hautes slikkes.
4 – une deuxième couronne concentrique à la première qui constitue le schorre.
Ces deux couronnes sont situées hypsométriquement entre les niveaux de pleines mers de petite morte-eau et des pleines mers de grande vive-eau.
L’analyse pédologique (ph = 8) de la baie de l’Aiguillon indique une homogénéisation du stock sédimentaire avant sa mise en place dans l’anse. Les minéraux argileux, désignés sous le nom de bri, dominent : illite très abondante, kaolinite, montmorillonite, chlorite… Les données concernant la sédimentation sont anciennes (travaux de Verger) mais donnent une bonne indication de l’ampleur du phénomène. Ainsi, le dépôt de vase varie selon les lieux mais peut atteindre 18 cm par an. La comparaison entre les levés bathymétriques de Bouquet de 1864 et celui du Laboratoire Central Hydraulique de France en 1959, avec cependant des réserves dues à la faible densité des côtes du relevé de 1864, montre que pour la totalité de la baie de l’Aiguillon les atterrissements auraient été d’environ 70 millions de m³ entre ces deux dates. Les dépôts les plus importants ont eu lieu en rive gauche du chenal de la Sèvre, au large de la Pointe St-Clément, où ils ont atteint deux mètres, ce qui correspond au taux annuel d’environ deux centimètres. Dans le chenal de la Sèvre les fonds ont peu varié là où la largeur du lit mineur est faible, c’est à dire sur les trois à quatre kilomètres en aval du Pavé de Charron. Plus au sud, là où le chenal commence à s’élargir, on constate la formation d’une barre dont la position correspond aux confluents vendéens. Enfin, on remarque une tendance du chenal, à se rapprocher de la Pointe de l’Aiguillon, ce qui pourrait s’expliquer par la présence des champs de bouchots très abondants sur la rive gauche qu’ils ont fixée.
Les dépôts sont plus élevés dans la partie supérieure de la haute slikke, phénomène accentué par la végétation pionnière à Spartine, que sur le schorre ou dans les parties basses de la haute slikke (Verger 1970). Il convient de noter que l’accumulation de sédiment dépasse les 18 mètres (Verger 1988). La moyenne mensuelle de dépôt est de l’ordre de 1 mm sur le schorre typique, 4 mm sur la marge maritime du schorre, 8 mm dans la zone intermédiaire slikke-schorre et de 4 à 7 mm sur la haute slikke (Verger 1956). Ce colmatage de l’anse est accentué par l’action de l’Homme qui a construit des digues ; en effet, il diminue le volume d’eau qui pénètre dans l’anse et en sort à chaque marée, et favorise à son tour, la progression de la flèche littorale de l’Aiguillon, favorisant à son tour la sédimentation par dépôt de vase très fine à son arrière (Verger 1954a). L’essentiel du dépôt des vases fines se produit lors de l’étale de pleine mer (Verger 1995)
La progression des prés salés est due à la colonisation de la végétation halophile qui s’effectue (Verger 1954b) :
- Soit par plates-bandes. Des lignes d’halophytes accompagnent bien souvent les chenaux et plus particulièrement les levées (constituées de vases moins longtemps immergées, mieux égouttées). La colonisation est en rapport avec les formes d’écoulement.
- Soit par touffes isolées formées généralement de spartines. Elles peuvent avoir la forme de petites buttes ou de touradons.
- Soit par front continu. Cette progression irrégulière sur l’ensemble de la baie est moins rapide que les autres types de progression. Néanmoins, cette progression peut être spectaculaire : progression de 250 m du tapis d’halophytes sur la rive gauche du canal de la Raque entre 1927 et 1950.
La pente du schorre est très faible et semble être conforme sur la partie charentaise de la baie où la largeur du schorre est faible. Sur la partie vendéenne, la pente est à priori contraire : ce constat est particulièrement visible sur le terrain en regardant l’évacuation des eaux circulant dans les rigoles ou chenaux.
L’évolution de la physionomie de l’anse de l’Aiguillon est donc fortement guidée par les courants et par les marées : cet estuaire est une vaste zone soumise à une dynamique naturelle forte influant rapidement sur la topographie du milieu.
Bibliographie
VERGER F. (1954a). La morphologie de l’anse de l’Aiguillon. Extrait du Bulletin de l’Association de Géographes Français. p157-165.
VERGER F. (1954b). Observations sur le colmatage de l’anse de l’Aiguillon. Extrait des « Proceeding of the fifth Conference on coastal engineering », Grenoble sept 1954.
VERGER F. (1956). Quelques remarques sur la formation et le relief des schorres. Extrait du Bulletin de l’Association de Géographes Français. p146-156
VERGER F. (1958). Le paysage rural des polders littoraux vendéens. Norois 17 : 241-251.
VERGER F. (1969). La géomorphologie des marais et des wadden du littoral français. L’information géographique. p242-244.
VERGER F. (1970). Notice explicative. Association des Amis et Anciens de l’Institut de Géographie de l’Université de Paris.
VERGER F. (1988). Marais et wadden du littoral français. 3ème éd. Caen, Paradigme. 550 p.
VERGER F. (1995). Slikkes et schorres, milieux et aménagement. Norois 42 : 235-245.
