de la baie d'Halong et de la côte dalmate).

<figure><img src="image_58.png" /><figcaption>Figure 79 : Fonte de l'inlandsis, transgression flandrienne et ennoiement progressif de la paléo péninsule britannique</figcaption></figure>

(A) et de la paléo île de l'archipel des Scilly
(B) Adapté des cartes de l'Ordonnance Survey et des Admiralty Charts, 1990

La diversité des densités insulaires (Di2) et des exposants de Korčák des fonctions d'ajustement puissance (b) rendent compte de cette diversité géographique et statistique des zones ennoyées. De par le choix même de régions fortement insularisées nécessaires à l'échantillonnage des superficies, les densités insulaires sont importantes puisque comprises entre 52 et 296 îles/10⁴ km², sachant qu'elles sont en moyenne de 129 îles/10⁴ km² à l'échelle mondiale pour les îles péricontinentales (voir tableau de la Figure 64A), à l'exception des Seychelles, dont le plateau continental ne comporte que quelques îles granitiques (21 îles/10⁴ km²) et du karst ennoyé de la baie d'Halong (1 094 îles/10⁴ km²). De même, la fragmentation varie de part et d'autre de la tendance mondiale (b=0,61, voir Figure 64B) entre 0,42 et 0,85 traduisant respectivement une hypofragmentation (b<0,5, Seychelles, mer Égée, côte Dalmate) et une hyperfragmentation (b>0,7, baie d'Halong, îles du Ponant, archipel de la Recherche). Les moyennes des deux critères de densité (Di2) et de fragmentation (b) sur l'ensemble de l'échantillonnage régional sont proches des valeurs mondiales pour les îles péricontinentales, dont représentatif de la diversité des des types structures insulaires.

Les courbes NS des régions insulaires péricontinentale précisent leur « géodiversité », reflet de leur contexte géomorphologique variés. Certains présentent une fragmentation d'ensemble régulière toutes superficies confondues, avec des valeurs de b indiquant une mésofragmentation (0,5<b<0,65) pour les sites côtiers asiatiques tropicaux et subtropicaux du Japon, de la péninsule coréenne (Figure 81B), de la Chine du Sud et de la côte ouest de la péninsule malaise (Figure 81A) avec des densités fortes comprises entre 190 et 296 îles/10⁴ km². Les îles du Ponant et les îles de la Recherche, situées respectivement au large de la
Bretagne et de l'Australie occidentale à des latitudes tempérées, sont constituées de fragments insulaires de moins de 1 km² ayant les mêmes courbes NS dénotant une hyperfragmentation (b=0,81 et 0,85). En revanche, elles se distinguent nettement les unes des autres pour les terres de plus de 1 km², les îles bretonnes ayant des superficies dix fois plus importantes que celles du littoral du sud-ouest australien. Les deux espaces insulaires sont majoritairement formés de roches granitiques présentant de nombreux rochers à marée basse. Toutes les autres régions, à l'exception des Falkland, présentent des distributions irrégulières qui peuvent prendre des formes diverses.

<figure><img src="image_59.png" /><figcaption>Figure 80 : Ennoiement des zones côtières suite à la montée du NMM de 15000 à 2000 BP.</figcaption></figure>

(A) Localisation des régions ennoyées comportant actuellement de nombreuses îles.

(B) Caractéristiques géographiques, géomorphologiques et géostatistiques de quelques régions côtières insulaires pendant la transgression marine.

De ce fait, les valeurs de l'exposant de Korčák *b* calibrées sur l'ensemble de l'échantillonnage du tableau de la Figure 81C ne sont qu'indicatives d'une tendance générale qui ne prend pas en compte les disparités en fonction des classes de superficie. En ne considérant que ces valeurs « tendancielles », le contraste le plus marqué apparaît entre l'hyperfragmentation et la forte densité insulaire du karst ennoyé de la baie d'Halong<fnref n="275" /> (b=0,79 et Di2=1 096 îles/10⁴ km²) et l'hypofragmentation couplée à une faible densité des Seychelles granitiques (b=0,44 et Di2=21 îles/10⁴ km²). Les deux sites méditerranéens (pas de marée) de la mer Égée et de la Dalmatie ont des courbes SN fort semblables à la fois dans leur tendance générale à la limite de l'hypofragmentation (b=0,48 et b=0,52) et dans leurs formes

<footnote n="275">²⁷⁵ Le nombre précis de 1 969 îles indiqué pour la Baie d'Halong sur plusieurs sites WEB devrait correspondre à un décompte de tous les fragments insulaires de plus de 3 hectares.</footnote>
sigmoïdes<sup>276</sup> avec des tendances mésofragmentaires (<i>b</i>=0,65 et <i>b</i>=0,61) pour les valeurs inférieures à 1 km<sup>2</sup>. Cette similitude ne peut qu'étonner car les îles égéennes sont développées sur un socle fracturé composé de blocs tectoniques plus ou moins basculés de géologie variable alors que les îles dalmates sont des anticlinaux calcaires karstiques posés sur le fond de la mer épigénique de l'Adriatique.

La densité insulaire des côtes dalmates ($\mathit{Di2}=182$ îles/10<sup>4</sup> km<sup>2</sup>) est cependant quatre fois plus forte que dans la mer Égée (52 îles/10<sup>4</sup> km<sup>2</sup>), et ce sur une zone marine plus étendue (Figure 81D). La courbe de la côte nord-ouest de l'Australie se compose de deux tendances de part et d'autre de la valeur de 2 km<sup>2</sup>, la classe de fragments inférieurs à ce seuil étant à la limite de l'hypofragmentation (<i>b</i>=0,53) alors que celle des superficies supérieures est fortement hyperfragmentée (<i>b</i>=1,08). La forte densité insulaire (230 îles/10<sup>4</sup> km<sup>2</sup>), qui est du même ordre que celle des côtes du sud de la Chine et du sud-ouest de la péninsule coréenne, s'explique par un modelé accidenté fait de formations gréseuses altérées ruiniformes et de roches volcaniques anciennes.

Le dispositif de fragmentation le plus atypique est observé dans l'archipel des Nordenskjöld<sup>277</sup> en mer de Kara dans le nord sibérien par 77° N (Figure 82A). Composé de roches ignées anciennes, sa géographie labyrinthique imbriquée l'apparente au Svalbard voire aux îles Féroé, ce qui suggère l'action de glaciers pourtant peu développés (même pendant la dernière période froide) du fait de la faiblesse des précipitations neigeuses. La forme régulièrement concave de sa courbe NS sur l'ensemble de la gamme de superficie allant de 0,06 à 100 km<sup>2</sup> pourrait refléter un modelé fluvio-glaciaire hérité et ennoyé sans que nous disposions de suffisamment d'éléments pour étayer cette hypothèse<sup>278</sup>. Cette singularité statistique mérite d'être examinée plus avant. En testant divers ajustements, il s'avère que c'est la fonction logarithme qui décrit le mieux la distribution des fragments insulaires entre 0,06 et 20 km<sup>2</sup> avec un coefficient de corrélation R<sup>2</sup> de 0,98 alors qu'il n'est que de 0,93 avec la fonction puissance généralement la mieux adaptée (Figure 82B). En considérant les deux fonctions d'ajustement, il apparaît que la fonction puissance est assez proche de la distribution des superficies comprises entre 10 et 100 km<sup>2</sup>, tandis que la fonction logarithme est manifestement davantage corrélée avec les fragments insulaires inférieurs à 1 km<sup>2</sup>. De plus, on observe que les fragments compris entre 1 et 10 km<sup>2</sup> occupent une position intermédiaire entre les deux fonctions de distribution. Partant de ce constat, il advient que la gamme de superficies allant de 100 à 0,06 km<sup>2</sup> procède d'une transition progressive entre une distribution puissance et une distribution logarithmique. Une hypothèse envisageable serait que deux types de forme de terrain hérités d'un modelé périglaciaire antérieur à la submersion ayant des magnitudes spatiales et altitudinales spécifiques interfèrent dans la gamme 1 à 10 km<sup>2</sup>. Une autre possibilité tiendrait à l'effet érosif des plaques de glaces flottantes issues du démantèlement du pack pendant le court été sur les rivages, cet effet étant plus marqué sur les petits fragments insulaires ayant logiquement un ratio longueur de côte/superficie émergée<sup>279</sup> plus important que les grands fragments. Les deux hypothèses n'étant pas exclusives, elles constituent une base de réflexion pour expliquer la moindre fréquence des petites îles au regard du modèle le plus fréquent basé sur une distribution puissance.

<footnote n="276"><sup>276</sup> Les fonctions sigmoides, dites « fonctions logistiques », sont une variante des fonctions exponentielles avec $Y = 1/(1+e^{-aX})$.</footnote>

<footnote n="277"><sup>277</sup> À ne pas confondre avec les côtes du même nom situées dans la péninsule antarctique.</footnote>

<footnote n="278"><sup>278</sup> La bibliographie sur cet archipel sibérien doit sans doute exister mais dans des publications en russe peu diffusées.</footnote>

<footnote n="279"><sup>279</sup> Voir *supra* indice côtier modifié *lcm* de Doumenge.</footnote>
<figure><img src="image_60.png" /><figcaption>Figure 81 : Courbes SN pour divers espaces insulaires ennoyés.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

(A) Régions ayant des distributions statistiques de type fonction puissance ($N = a.S^{-b}$).

(B) Carte des îles des côtes sud-ouest de la péninsule coréenne.

(C) Régions présentant des distributions statistiques plus irrégulières.

(D) Carte des îles de la mer Égée.

<figure><img src="image_62.png" /></figure>

<figure><img src="image_63.png" /><figcaption>Figure 82 : L'archipel de Nordenskjöld.</figcaption></figure>

(A) Carte des îles en fonction de leurs superficies.

(B) Courbe NS en semi-Log pour les îles comprises entre 0,06 et 100 km² avec ajustement de fonctions de distribution de type puissance et logarithme.
Par-delà le particularisme de l'archipel de Nordenskjöld, la résultante insulaire du processus d'ennoiement des paléoîles Falkland et des Seychelles relève tout autant de la donne topographique du plateau continental. Aux latitudes subpolaires, les Malouines font partie du plateau continental de l'Amérique du sud à mais la grande paléoîle Falkland (43 000 km²) n'a jamais été connectée au continent et ne fut que très partiellement englacée lors du dernier maximum glaciaire (Figure 83A). Le fait que le relief d'ensemble soit un plateau explique que les terres émergées actuelles et notamment ses deux plus grands fragments représentent encore le tiers de la superficie originelle (12 400 km²). Sous l'équateur, il y a 15 000 ans, la microplaque continentale des Seychelles formait une grande île de 30 600 km² dont il ne reste de nos jours que 255 km² émergés, soit moins d'1 % de la surface originelle (Figure 83B). Il est donc probable que la Paléo-Seychelles était une vaste plaine que dominaient seulement quelques collines granitiques dont les terres émergées actuelles sont les ultimes témoins. Les courbes SN de ces deux archipels ainsi que leurs fonctions de distribution reflètent le modelé originel développé dans des contextes morphoclimatiques et structuraux bien différents : périgraciation sur d'anciennes roches métamorphiques pour la Paléo-Falkland, équatorial sur socle granitique pour la Paléo-Seychelles. En conséquence, la fragmentation insulaire d'ensemble, davantage marquée (b = 0,57) et plus régulière pour les Falkland comparée à celle des Seychelles (b = 0,45), traduit une compartimentation sensiblement plus forte de la topographie en régime périgraciaire alors que les formes sont bien plus amples et moins disséquées avec de longs versants convexo-concaves sous un climat chaud et humide. Pour la même raison, la densité insulaire est bien plus importante pour les premières (Di2 = 410 îles/10⁴ km²) comparée aux secondes (21 îles/10⁴ km²). Le profil statistique des courbes NS des deux régions correspond davantage au cas généralement observé de distributions puissance qui peuvent être soit assez homogènes sur l'ensemble de l'échantillonnage insulaire, comme c'est le cas pour les Falkland, soit ajustées « par morceaux », pour les Seychelles (Figure 83C). Pour ces dernières, on doit relativiser le net changement de tendance de la pente de la droite — soit l'exposant de Korčák — observé vers 1 km² car il est basé sur un faible échantillonnage insulaire. Un simple examen de la distribution des points insulaires sur le graphique suffit à démontrer que l'étalonnage est discontinu avec notamment un « cluster » d'îles entre 0,9 et 4 km². A contrario, la distribution des superficies pour les Falkland ne présente qu'un léger changement de tendance également vers 1 km² mais il procède d'un large échantillonnage insulaire régulièrement réparti<fnref n="280" />.

Concernant l'interprétation de ces changements de tendances, une fois encore nous en sommes réduits à quelques pistes de réflexion plutôt qu'à des conclusions fermes et définitives. Dans le cas du plateau des Falkland, le cortège insulaire entourant les deux grandes terres seraient des buttes-témoins plus ou moins érodées témoignant de la dissection de son talus. Pour les Seychelles, il est envisageable que des différences de lithologie et de fracturation d'un bloc tectonique à l'autre du socle continental aient conduit à des modelés contrastés par érosion différentielle. Toutefois, ces deux hypothèses, très générales, ne permettent pas d'identifier de façon précise des familles de formes de terrain ayant une dépendance d'échelle<fnref n="281" /> se traduirant par des discontinuités statistiques.

Les lignes de rivages actuelles, et celles des îles pér continentales en particulier, s'avèrent donc directement liées à la dernière transgression marine de type glacio- eustatique mais sont également dépendantes des mouvements verticaux de la lithosphère se manifestant

<footnote n="280">²⁸⁰ L'aspect méthodologique sera détaillé dans le chapitre géomorphologie des domaines insulaires.</footnote>

<footnote n="281">²⁸¹ La « dépendance d'échelle » des formes de terrain notamment glaciaires est clairement exposée et analysée dans le chapitre « Landform size-frequency distributions » d'Evans & McClean (1995) p. 131.</footnote>
par l'affaissement ou la surrection par isostasie, notamment dans les zones anciennement englacées, d'où le terme de glacio-isostatisme.

<figure><img src="image_64.png" /><figcaption>Figure 83 : Ennoiement des paléoîles Falkland et Seychelles.
(A) Archipel actuel des Falkland par rapport à la Paléo-Falkland.
(B) Archipel actuel des Seychelles par rapport à la Paléo-Seychelles.
(C) Courbes NS et exposant de Korčák *b* pour les Falkland et les Seychelles actuelles.</figcaption></figure>

## 2.10. Isostasie et mouvements verticaux de la lithosphère

La géotectonique se traduit par des mouvements horizontaux déjà évoqués mais aussi par des réajustements verticaux de la lithosphère. De fait, certaines zones de collision entre deux plaques océaniques se traduisent par l'émersion de portions océaniques de la lithosphère, donnant ainsi naissance à des îles avec une géologie spécifique. L'isostasie se trouve étroitement liée à la tectonique des plaques à travers les phénomènes d'enfouissement de portions continentales ou océaniques du manteau qui vont modifier l'équilibre local des pressions sur l'asthénosphère. D'autres processus peuvent également venir perturber l'isostasie locale soit par perte de charge (érosion, mégaglissements de terrain), soit par adjonction de nouvelles masses (accumulations sédimentaires, volcans, trapps basaltiques). Pour notre objet, les deux principaux phénomènes responsables de modification de l'équilibre isostatique de la lithosphère sont l'orogénèse responsable de la formation des chaînes de montagne et la formation puis la fonte de vastes calottes glaciaires.
Le cas des îles volcaniques au droit des dorsales océaniques (Islande) et des intraplaques (Hawaï) est un bon exemple pour comprendre l'isostasie et l'évolution des îles qui en découle. La masse de roches volcaniques qui provoque un affaissement local du plancher océanique va être progressivement érodée et provoquer un allègement qui provoque à son tour une remontée du socle. Il s'agit là d'un équilibre dynamique entre l'érosion d'une part et la surrection corrélative d'autre part. Si le phénomène de subsidence domine, l'île devient un plateau sous-marin ou guyot qui a la forme d'un cône tronqué. Le fond du Pacifique est constellé de reliefs de cette sorte auxquels s'ajoutent une myriade de monts sous-marins<fnref n="282" />. À l'inverse, lorsque le soulèvement est plus rapide que l'ablation, une île plate émerge à nouveau. Dans la zone intertropicale, cette position à fleur d'eau se traduit par la formation d'îles coralliennes soulevées, dont l'îlot Henderson à proximité de Pitcairn, Nauru et Ocean, ces deux dernières étant des îles à guano (Voir ci-dessous).

<table><thead><tr><th rowspan="2">Miscellanées</th><th colspan="4">Îles à Guano</th></tr><tr><th>île à Guano</th><th>Surface de l'île km²</th><th>Réserve en 10<sup>3</sup> tonnes</th><th>Durée d'exploitation</th><th>Épaisseur en m</th></tr></thead><tbody><tr><td>Nauru</td><td>22,7</td><td>70 000</td><td>1906-2002</td><td>3,5</td></tr><tr><td>Henderson</td><td>31</td><td>0,2</td><td>ascune</td><td>?</td></tr><tr><td>Clipperton</td><td>1,7</td><td>12</td><td>1906-19307</td><td>?</td></tr><tr><td>Navassa</td><td>5,2</td><td>1000</td><td>1885-7</td><td>0,3 à 2</td></tr></tbody></table>

Les processus volcaniques et les ajustements isostatiques subséquents sont à l'origine de la plupart des îles et archipels disséminés sur les espaces océaniques, qui dans le Pacifique (archipel de la Société, Samoa...), qui dans l'océan Indien (Mascareignes, Comores...), qui dans l'Atlantique (groupe de Tristan da Cunha, îles du Cap-Vert). Il convient de revenir sur le cas des îles coralliennes émergées qui sont doublement des reliefs postiches puisque leur existence procède de l'empilement de formations coralliennes d'origine biologique sur un substrat volcanique d'origine magmatique, l'ensemble reposant sur le plancher océanique. Ces îles ont une morphologie, une topographie et un environnement spécifique dans la zone intertropicale, les îles coralliennes les plus septentrionales étant les Bermudes (32° 17' N) et la plus méridionale l'île de Lord Howe (31° 33' S). Les formations coralliennes ayant une extension, une épaisseur et une densité faible n'interviennent que de façon marginale dans l'équilibre isostatique.

En revanche, les inlandsis qui se développent sur les cratons continentaux au moment des périodes glaciaires ont une épaisseur pouvant atteindre plusieurs kilomètres sur plusieurs millions de km² (Figure 84A). De nos jours, celui de l'Antarctique a plus de quatre kilomètres d'épaisseur à son apex pour seulement trois kilomètres pour le Groenland. Comme signalé précédemment, le contraste entre les parties est et ouest des continents s'observe sur la latitude atteinte par les inlandsis (Figure 84B) jusqu'à 40° N pour la partie est de l'Amérique du Nord (Indiana et Ohio), 48° N dans sa partie ouest (Seattle) et 52° N en Europe (sud du Pays de Galles et Brandebourg). La même dissymétrie apparaît pour la banquise qui s'étendait jusqu'à 52° N à l'est de Terre-Neuve et 56° N au nord de l'Irlande.

Le point notable au regard de la genèse des îles est celui de la surrection du fond marin ou rebond isostatique postglaciaire (RIPG) par perte de charge sur des portions de plaque continentale y compris le plateau continental. L'exemple du soulèvement de l'ensemble de la péninsule scandinave et du fond de la Baltique servira à illustrer le propos. La fonte de l'inlandsis fenno-scandien (Figure 85A) a été rapide et s'est achevée vers 8000 BP (Peltier, 1998, p. 626). Toutefois la disparition de la masse englacée pesant sur le socle ne signifie pas

<footnote n="282">²⁸² Il y a plus de 30 000 édifices volcaniques de type seamount de plus de 1000 mètres de commandement par rapport au plancher océanique répartis sur tous les océans (Source Base de données Yesson, 2011).</footnote>
pour autant l'arrêt du Rebond isostatique post glaciaire (RIPG) mais bien au contraire sa cause. En effet, la forte inertie du socle et du manteau fait que l'ensemble de la péninsule et de ses marges sont encore affectées par une remontée qui peut atteindre 1 cm/an notamment sur la mer épicontinentale qu'est la Baltique, dont la profondeur ne dépasse pas 100 mètres. En conséquence, le fond marin émerge et continue à émerger, donnant ainsi naissance à des myriades d'îles. Ce phénomène peut paraître marginal alors qu'il est responsable de la genèse d'une géographie insulaire unique dont les îles Aaland, entre la Finlande et la Suède, constituent l'exemple le plus achevé. C'est sur cette marqueterie de terres et de chenaux qu'est observée la plus forte densité d'îles. À l'échelle du monde, et contrairement à ce que voudrait l'opinion qui croit que c'est dans la zone tropicale que l'on trouve le plus d'îles, force est de constater que les latitudes circumarctiques sont celles qui en comportent le plus (voir Figure 6). Plus encore, le pic de fréquence se situe à la latitude de la Baltique et des Aaland en particulier.

Le RIPG correspond à la partie centrale des anciens inlandsis associée ou non à des mers épicontinentales comme la Baltique ou la Baie d'Hudson au Canada. Sur cette mer intérieure nord-américaine, le relèvement du fond marin est du même ordre que celui de la Baltique, soit 1 cm/an, mais il était encore de 6,5 cm/an il y a 6 000 ans (Hilaire-Marcel, 1976). Dans l'hémisphère sud, c'est au sud du Chili que ce phénomène s'observe avec des valeurs du même ordre suite à la fonte de la calotte glaciaire qui occupait alors l'ensemble de la chaîne des Andes à ces latitudes (Figure 85B). La Figure 84 prouve qu'il existe une relation étroite entre l'extension des anciens inlandsis nord-américain et européen et la géographie actuelle des îles frangeant ces deux masses continentales. Les phénomènes d'émersion isostatique au centre et de découpage des côtes en fjords emboîtés avec des îles à la périphérie se traduit par des « signatures insulaires » spécifiques : archipels formés de myriades de petites îles (baie d'Hudson et baie de James, côtes nord de la Baltique), îles encastrées dans des péninsules, séparées par un labyrinthe de chenaux marins (côtes de la Colombie britannique, du Labrador, de la Terre de Baffin, du Groenland, de l'Islande, de l'Écosse, de la Norvège, du Spitzberg/Svalbard, de la Nouvelle-Zemblé). Ces deux types de structure se retrouvent peu ou prou dans le Sud-chilien bien que la glaciation soit en l'occurrence liée à une chaîne de montagnes. Ces processus sont la cause majeure de la sur-représentation des îles entre les latitudes 50 et 70° N. Elle est évidente sur le graphique de la Figure 6A. En revanche, la paléoîle des Falkland et la Patagonie argentine n'ont pas été englacée du fait de la faiblesse des précipitations neigeuses.

Les mouvements eustatiques et isostatiques apparaissent étroitement liés à la dynamique de la cryosphère, elle-même dépendante du climat et de la répartition des terres émergées. Le système appliqué à TOA, y compris lithosphère et cryosphère, est donc un tout fonctionnel dont les domaines ne peuvent être distingués que pour des raisons d'ordre formel ou pratique. À ce titre, les Modèles de circulation générale (MCG) servant à simuler des projections climatiques reflètent concrètement la nécessaire intégration géotemporelle de processus d'échelles et de cadençages différents. De ce système naissent des formes de terrain et des processus morphogéniques en équilibre dynamique, au cœur de la géomorphologie. Les îles ne sont que la partie émergée d'une longue histoire.
<figure><img src="image_65.png" /><figcaption>Figure 84 : les inlandsis lors du dernier maximum glaciaire (15000 BP).
(A) Extension maximale. (B) Proportion de zone englacée terrestre en fonction de la latitude.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_66.png" /><figcaption>Figure 85 : Évolution des calottes glaciaires pendant l'Holocène.</figcaption></figure>

(A) Fonte de l'inlandsis scandinave et RIPG actuel.
(B) Inlandsis sud andin vers 15 000 BP (Sugden & al., 2005)
« Rondes et pleines comme un œuf, découpées et compliquées comme un continent en réduction, atolls ou îles gigognes, solitaires ou archipeliques, les îles nous donnent d'abord à lire leurs formes, leurs contours, que nous soyons lecteur de carte ou Robinson grimpé sur une colline concluant d'un coup d'œil circulaire : "C'est bien une île !" »
(Batho, 1987, p. 10)

## 2.11. Géomorphologie et paysages insulaires

Les littoraux composant la zone amphibie entre terre et océan procèdent d'interactions entre divers processus continentaux et marins qui les rendent tout particulièrement complexes et dynamiques. De cette situation naissent quantité de paysages qui ne cessent de nous ravir, depuis le haut des îles ou depuis le large. Terres infimes et mers immenses s'associent pour nous livrer le meilleur d'elles-mêmes dans une double dialectique du grand et du petit, de l'immobile et du mouvant (Voir Figure 1), dont le présent chapitre s'inspire partiellement en se limitant à la formation et à l'évolution des domaines insulaires côtiers et hauturiers et non des littoraux en général<fnref n="283" />. À ce titre, les îles deltaïques peuvent faire question puisqu'elles résultent en premier lieu de la décantation de sédiments apportés par les fleuves et les rivières. Elles ne sont que marginalement océaniques, les courants côtiers remaniant ces accumulations alluvionnaires en dessinant un entrelacs amphibie de dépôts fluvio-marins. D'une façon générale, les rivages constituent par excellence l'endroit où s'expriment les interactions entre terre, océan et atmosphère :

> « Beaches and the coastal zone occur at the interface between the three major natural systems at the earth surface atmosphere, ocean and land surface. Processes operating in this three systems are responsible for shaping the coastal zone, and the interaction between these sets of processes makes the coastal zone an extremely dynamic one. »

(Davidson-Arnott, 2010)

Pour ce qui est des îles, il en ressort que de nombreux points des littoraux sont en quelque sorte en ballottage entre l'insularité, la péninsularité voire l'inclusion complète dans la masse du mainland comme il en va par exemple des côtes du Languedoc avec les hautes collines du Mont Saint-Loup près du Cap d'Agde et du Mont Saint-Clair près de Sète maintenant empanachés de lagunes et de cordons sableux mais qui furent autrefois insulaires. Il nous faut donc préciser la géomorphologie côtière, notamment celle du plateau continental exposé directement aux effets des régressions et transgressions marines, à l'action des vagues et des courants et à l'évolution des bilans sédimentaires marins et fluviaux.

En introduction, un modèle théorique de la topographie des zones littorales et insulaires sera proposé combinant plusieurs formes simples de relief et en supposant un niveau marin constant et l'absence de mouvement isostatique. Trois types élémentaires de forme de terrain de magnitudes différentes<fnref n="284" /> seront définis *a priori* :

- Un plan incliné pouvant correspondre à une plaine littorale et à son prolongement en mer sous la forme d'un plateau continental (R1, Figure 86A) ;

- Une surface formée par d'amples bombements du socle, assimilable à une

<footnote n="283">²⁸³ Voir aussi Concernant la dynamique des littoraux en général, le lecteur se reportera utilement à l'ouvrage « Géographie générale » de l'encyclopédie de la Pléiade (Journaux, Deffontaines, & Delamarre, 1966, pp. 781-845)</footnote>

<footnote n="284">²⁸⁴ Par magnitude, il faut comprendre des espaces correspondant à des puissances de 10. Cela s'applique également aux échelles temporelles qui peuvent être comprises entre la dizaine de millions d'années et le milllénaire.</footnote>
pénéplaine présentant des ondulations d'échelle régionale (R2, Figure 86B) ;

- Une topographie caractérisée par un microrelief de même ordre que ceux générés par un modelé fluviatile ou des laisses morainiques sur socle (R3, Figure 86C).

Pris indépendemment les uns des autres, chaque scenario R1, R2 et R3 génère un paysage spécifique, la taille des fragments insulaires reflétant l'échelle des formes du socle. Leur principal intérêt tient cependant à ce qu'ils permettent, en les combinant (R1 + R2 + R3), de générer un transect composite dont la topographie dépend des trois types de relief élémentaires donnant naissance à quelques grandes îles et plusieurs îlots sensiblement plus petits (Figure 86D). En transposant le transect dans un plan géographique et en assimilant les fragments émergés à des îles circulaires, l'archipel ainsi formé comporte trois grandes îles de magnitude comparable au scénario R2 et de multiples îlots dont l'échelle est celle des microreliefs du scenario R3, la pente d'ensemble du scénario R1 ne faisant que modifier ce dispositif en termes de superficie le long de l'alignement insulaire (Figure 86E).

Comme dans des cas réels, l'analyse des distributions statistiques des tailles de fragment dans un espace virtuel (Figure 85E) permet de distinguer trois grands fragments de leur cortège de vingt-neuf petits fragments. Les premiers sont principalement liés au relief R2, les seconds au relief R3 (Figure 85F). Il faut remarquer que ce jeu de données théoriques ne présente pas la même distribution statistique que celle établie sur des données observées. En effet, la méthode nombre-superficie (NS) de l'exemple théorique donne comme loi d'ajustement un modèle linéaire (N=a.S+b) alors que ce sont des lois puissances (N=a.S<sup>-b</sup>) qui s'avèrent les plus souvent adaptées pour décrire les phénomènes insulaires réels. Cette différence pourrait être liée au mode de définition par transect, donc en 1D de notre exemple, alors qu'une simulation des fragments insulaires en 2D à partir de surfaces 3D aurait probablement conduit à des distributions de type puissance et non linéaire (Cf. (Mandelbrot B., 1975b)). Notre propos n'était pas ici méthodologique mais d'ordre conceptuel, le fait ne sera que mentionné même s'il mériterait plus d'attention. Il n'en demeure pas moins que cette dichotomie marquée entre grands et petits fragments simulés rejoint les observations faites sur des régions insulaires bien réelles notamment en mer Baltique et en Méditerranée (Voir Figures 37 et 38), ce qui donne un certain fondement à l'hypothèse d'emboîtement d'échelle des formes de terrain.

En procédant par analogie avec la physique, le plan incliné R1 peut s'interpréter comme n'étant que la partie d'un « signal » orographique de grande ampleur comme la surface d'un craton, d'un bourrelet liminaire, d'un piémont ou d'une pénéplaine d'échelle continentale. Toutes choses égales par ailleurs, plus la pente locale de ce « macrorelief » sera forte plus les autres « signaux » de haute fréquence spatiale et de faible amplitude tendront à se « brouiller ». À l'inverse, une pente faible du signal « basse fréquence » du macrorelief comparativement à des signaux méso et microrelief de plus forte fréquence et amplitude fera que son rôle deviendra négligeable dans la structure statistique et géographique finale. Le même raisonnement s'applique pour la combinaison des deux signaux méso et microrelief. En somme, le « signal » topographique complexe combinant plusieurs signaux élémentaires se traduit en termes insulaires par des fragments émergés dont les propriétés peuvent être peu ou prou analysées par diverses méthodes plus ou moins élaborées, celles de Korčák et des densités insulaires étant parmi les plus faciles à mettre en œuvre et à interpréter<sup>285</sup>.

<footnote n="285"><sup>285</sup> Nous avons fait le choix de ne pas utiliser des approches algébriques ou statistiques qui nécessiteraient un développement théorique approfondi pour permettre l'interprétation des résultats. Il en va ainsi pour diverses méthodes du vaste domaine de la géostatistique comme le krigeage et les variogrammes, la morphologie mathématique, l'analyse harmonique de Fourier, la théorie</footnote>
<figure><img src="image_67.png" /></figure>

<figure><img src="image_68.png" /></figure>

<figure><img src="image_69.png" /></figure>

<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>Figure 86 : Modèle conceptuel de la topographie côtière et insulaire (A et E) avec implication statistique (F) et évolution en fonction de quelques processus géomorphologiques (G et H).</figcaption></figure>

des ondelettes ou autres approches relevant du traitement du signal. En revanche, nous avons évoqué des méthodes qui sont plus intuitives, entre autres les fractales avec l'exposant Korčák-Mandelbrot et la morphologie mathématique.
Partant de ces prémisses topographiques, il devient pertinent de s'intéresser aux processus morphogéniques qui pourraient s'appliquer à notre archipel virtuel. Une remarque préalable s'avère nécessaire quand le raisonnement s'applique à un relief théorique. Comme nous venons de le voir, notre approche déductive permet de définir *ex abrupto* et *ex nihilo* un état initial du relief, ce qui ne va pas de soi pour les formes naturelles qui ont, d'une certaine façon, quatre milliards d'années d'évolution dans des contextes morphogéniques et géotectoniques fort variables dans le temps long de l'histoire géologique de notre planète. Ceci étant posé, pour les besoins de la démonstration, il est possible de définir une donne topographique au temps $T_0$ telle que définie dans la Figure 86E et d'esquisser ce que devrait être son évolution géomorphologique à un temps $T_0+n$. Les littoraux insulaires vont progressivement se redessiner en fonction du triptyque érosion-transport-sédimentation sous l'effet conjoint des processus hydroclimatiques et des courants marins (Figure 86G). Des îles peuvent disparaître, d'autres être rattachées au mainland ou à d'autres îles (Figure 86G et H). Par hypothèse, le NMM et l'équilibre isostatique ont été supposés fixes afin de simplifier le raisonnement. Pour être cohérent par rapport au système Terre-Océan-Atmosphère (TOA) et indépendamment de l'eustatisme et de l'isostatisme, il convient de rappeler que l'érosion sur les parties émergées et la sédimentation subséquente le long des côtes provoqueront d'elles-mêmes au fur et à mesure de leur développement un effet de soulèvement sur les domaines émergés par perte de charge et au contraire une subsidence dans les parties submergées par augmentation de charge essentiellement dans la zone littorale. Il faut préciser que les rééquilibrages isostatiques dus à la redistribution des masses érodées puis sédimentées ne jouent de façon significative que pour des volumes conséquents si bien qu'ils ne concernent que des terres émergées suffisamment vastes. Bien que le modèle conceptuel et l'exemple théorique utilisés soient *a priori* sans échelle géotemporelle, ils font implicitement référence à une certaine magnitude des formes de terrain et des processus morphogéniques qui est de l'ordre de $10^4$ à $10^6$ km² pour les surfaces et de $10^4$ à $10^6$ ans pour les durées.

## 2.12. Fragmentation insulaire et processus géomorphologiques

Tout ou partie du modèle théorique élémentaire peut servir à simuler des signatures statistiques et géographiques des domaines insulaires qui peuvent être comparées à des géographies insulaires réelles. Ainsi, le plan incliné du schéma R1 de la Figure 86B s'applique, à quelques nuances près, à nombre de plaines ou chaînes montagneuses bordées par un plateau continental ou une mer épicontinentele : côtes de l'Adriatique, littoral languedocien, rivages de la Bretagne, domaine insulaire péricontinental de la Chine du sud, rives de la Baltique. Chacune de ces régions présente sa propre trame insulaire dont la géologie explique les contrastes observés dans leurs structures géographiques. Les îles karstiques de forme allongée de la côte dalmate s'organisent en chapelets parallèles indiquant la « longueur d'onde » de 10 à 25 km des plissements affectant la masse des roches carbonatées comparable au schéma de la Figure 86B. Le littoral languedocien, quant à lui, ne présente plus aucune île du fait du colmatage de son rivage par les apports alluviaux venant de l'embouchure du Rhône et transportés par les courants côtiers et l'effet des vagues, ce qui n'est sans rappeler le schéma géomorphologique des Figure 86G et H.

Le cas si singulier des îles du nord de la Baltique déjà plusieurs fois évoqué s'avère tout à fait adapté pour illustrer ce que sont les phénomènes de « haute fréquence » morphologique et leurs conséquences sur une hyperinsularisation de certains littoraux dont l'exemple
emblématique se rencontre sur les côtes de la Suède et de la Finlande. Il suffit de rappeler que l'ensemble de la dépression balte est parsemé de dépôts morainiques aussi bien dans sa partie émergée que submergée. Les terres exondées par le phénomène de RIPG caractéristique de cette région ne sont que des formes de terrain correspondant à d'anciennes moraines de fond et des arènes sous-glaciaires de l'ancien inlandsis fenno-scandien, les matériaux meubles ayant été plus ou moins remaniés par les courants marins. Ce sont les « drumlins » qui constituent l'élément le plus typique des paysages issus de la déglaciation :

> « *Sur les marges des anciens inlandsis, les dépôts morainiques se disposent suivant la direction du flux : ils forment des drumlins, troupeaux de collines allongées, haute de 10 à 30 mètres, pour une longueur de l'ordre du kilomètre ; parfois les moraines s'étirent derrière un obstacle rocheux, constituant une accumulation en crag and tail.* »

(Amat, Dorize & le Coeur, 2015, p. 209)

Cette définition offre l'avantage de bien préciser la longueur et l'amplitude de l'onde topographique caractéristique des paysages postglaciaires. La forme allongée des drumlins permet d'affirmer que le « signal » est anisotrope<fnref n="286" />. La carte d'un secteur des îles Aaland en Finlande montre effectivement que ces îles ont les propriétés d'allongement et de taille attendues pour des drumlins (Figure 87A). L'île Otterskär apparaît comme un cas typique avec une longueur d'1 km pour 500 mètres de large et une altitude de l'ordre de 10 mètres (Figure 87B). Les formes caractéristiques du modelé postglaciaire ont déjà fait l'objet d'une analyse quantitative de type allométrie par Ian Evans qui notait leurs « scale-specific periodicities », au même titre que les systèmes dunaires modelés par le vent (Evans & McClean, 1995, p. 129). Pour générer un paysage insulaire analogue il suffirait de combiner la moyenne d'une onde sinusoïdale de 500 m de longueur avec une amplitude de 20 mètres en longitude<fnref n="287" /> et une onde orthogonale de même type d'1 km de long avec la même amplitude en latitude, ceci générant une trame parallèle d'îles oblongues. Pour être plus réaliste, il faudrait prendre en compte la pente générale du fond marin qui semble être vers le Nord Nord-Ouest du fait de l'absence d'îles dans cette direction. De plus, un paramètre stochastique devrait être incorporé dans le modèle afin que la trame insulaire générée présente des irrégularités de détail dans leur allongement, leur espacement, leur superficie et leur position.

Le quadrangle insulaire de la région d'Otterskär (Figure 87A) couvre 37 km², comporte 39 fragments insulaires dont dix-sept ont plus de 0,06 km²²⁸⁸, d'où une densité de 4 600 îles/10 000 km² qui représente le double de la densité moyenne Di2 calculée pour l'archipel des Aaland<fnref n="289" />. Cette différence s'explique en partie par un mode de calcul différent des densités Di et Di2 qui sont établies en appliquant un buffer marin de 12 milles marins autour du groupe de fragments insulaires considéré. En ne considérant que le polygone convexe enveloppant les terres <fnref n="290" />, les densités Di2 sont de l'ordre de 2 850 îles/10 000 km² pour les Aaland et de 1 750 îles/10 000 km² pour toutes les côtes de la Finlande et de la Suède. La densité ramenée à l'espace insulaire est donc légèrement supérieure à la tendance observée à l'échelle de l'archipel et de la région. La Figure 88C compare les distributions NS des fragments insulaires

<footnote n="286">²⁸⁶ Cette anisotropie ne pouvait être représentée dans notre modèle conceptuel basé sur un seul transect mais qui aurait pu l'être dans un modèle 2D combinant par exemple des transects orthogonaux.</footnote>

<footnote n="287">²⁸⁷ Afin de tenir compte de la partie immergée.</footnote>

<footnote n="288">²⁸⁸ Il faut garder présent à l'esprit que les densités insulaires absolue (Di) et relative (Di2) ont été établies à l'échelle mondiale (voir annexe 4) à partir des données GSHHG qui ne sont complètes que pour les îles de plus de 0,06 km². De ce fait, seules les îles supérieures à cette superficie doivent être considérées pour que les valeurs de densité soient comparables.</footnote>

<footnote n="289">²⁸⁹ Environ 2 200 îles/10 000 km². Voir Figure 67D.</footnote>

<footnote n="290">²⁹⁰ En ce cas, l'espace de référence insulaire (Ei) est plus petit que celui défini avec des buffers de 12 milles nautiques, ce qui implique forcément une plus forte densité insulaire.</footnote>
depuis l'échelle régionale des côtes suédoises et finlandaises jusqu'à l'échelle locale des
environs d'Otterskär en passant par l'échelle intermédiaire de l'archipel des Aaland.
L'estimation de la fragmentation donnée par l'exposant de Korčák b reste du même ordre pour
les trois ensembles insulaires considérés : Otterskär b=0,92 (27 km²), Aaland b=1,01 (7300
km²), côtes suédoise et finlandaise b=0,92 (60 000 km²). Ce résultat démontre que
l'échantillonnage insulaire de drumlins exondés de la région autour de l'île Otterskär est
représentatif de la structure géographique de l'archipel Aaland voire de toute la côte
nord de la Baltique. Cela corrobore le fait que les espaces insulaires de ces régions
sont composés de drumlins émergés par RIPG.

L'exemple des Aaland, parmi d'autres étudiés précédemment, suggère que les
méthodes utilisées pour décrire la structure géographique des paysages insulaires<sup>291</sup>
constituent de bons indicateurs des processus géomorphologiques dominants pour peu qu'ils
soient calibrés sur des zones sur lesquelles ils sont assez homogènes comme par exemple
les zones karstiques (îles dalmates), les socles ennoyés (Seychelles, Falkland) ou les régions
à RIPG dominant (Finlande). Cette approche « abductive » des formes du relief est assimilable
à de la « macrogéomorphologie » ou de la « géomorphologie sérielle » (par analogie avec
l'histoire sérielle). Dans la pratique, cela revient à lier plus étroitement les démarches inductive
et hypothétique-déductive dans le processus de recherche de sorte que la description des faits
géographiques observés s'inscrit intimement dans une trame perceptive et analytique basée
sur des lois ou plus exactement des tendances générales et théoriques. S'agissant des
espaces insulaires, la nissologie nomothétique évoquée au début de l'ouvrage s'inscrit
pleinement dans ce type d'approche, notamment pour mieux comprendre et pas simplement
décrire les phénomènes dynamiques géotemporels sur des espaces fragmentés qui, en
l'occurrence, sont ceux composés par la trame discontinue des terres émergées de notre
archipel monde.

<footnote n="291">291 Au sens des *islanscapes* évoqué dans Depraetere C., 2008a) établis en fonction de l'exposant de Korčák et des densités insulaires. https://www.islandstudies.ca/sites/islandstudies.ca/files/ISJ-3-1-2008-Depraetere1-FINAL_0.pdf</footnote>
<figure><img src="image_71.png" /><figcaption>Figure 87 : Drumlins émergeant des îles Aaland (Finlande).</figcaption></figure>

(A) Îles allongées parallèlement au flux glaciaire vers le sud lors de la dernière glaciation sur une partie des Îles Aaland.

(B) Île Otterskär en tant que forme typique associée à un *drumlin* (~ 1 km x 0,5 km).

(C) Densités insulaires et coefficients de Korčák à trois magnitudes d'échelles :
région de l'île Otterskär (10¹ km²), archipel Aaland (10⁴ km²),
côtes suédoise et finlandaise (10⁵ km²).
## 2.13. Typologie géologique et géomorphologique insulaires

Une classification des îles ne peut que ramener à celle proposée par Edgar Aubert de la Rüe en 1935 dans son ouvrage de référence "L'homme et les îles"<fnref n="292" /> (1935, pp. 7-14) et synthétisé sous la forme d'un schéma par Christian Germanaz (2005). Nous reprendrons en partie sa classification toute géographique qui, dans ses grandes lignes, convient à notre propos tout en nous permettant quelques adaptations du fait de la spécificité de notre approche et du progrès des connaissances. Il ne s'agit pas seulement de rattacher telle ou telle île à un type particulier mais de comprendre aussi comment se structurent les domaines insulaires par rapport aux processus insularogènes dominants. La classification d'Aubert de la Rüe distingue deux grandes familles d'îles, celles dites continentales et celles océaniques mais selon des critères assez approximatifs<fnref n="293" />. Les autres classes considérées par le même auteur sont pour le moins confuses voire inexactes ; ainsi Ceylan, les Nouvelles-Hébrides (Vanuatu) et les Falkland sont-elles qualifiées de « continents engloutis ». Bornéo devient un « véritable petit continent » : la Nouvelle-Calédonie est « séparée par dislocation » : les îles alluvionnaires deltaïques ou côtières sont classées comme « îles particulières ». Curieusement, les îles du Ponant, comme celles de l'Adriatique, sont considérées en « surrection » et les îles suédoises autant que norvégiennes sont dites en « affaissement » alors que c'est l'inverse pour ces dernières. Il faut replacer les travaux d'Aubert de la Rüe dans le contexte scientifique de l'époque. Il ne disposait pas des moyens qui sont les nôtres actuellement dans le domaine de l'accès à l'information géographique et scientifique. La théorie d'Alfred Wegener sur la dérive des continents, ébauchée en 1912 et qui allait devenir la tectonique des plaques à partir des années 50, se heurte à l'époque à une certaine réserve voire à une franche hostilité de la part de la communauté scientifique. Si bien que la notion de « dislocation » évoquée par Aubert de la Rüe ne peut s'inscrire dans une compréhension globale de l'évolution du relief de la lithosphère. Enfin, le phénomène de RIPG responsable de l'émersion d'innombrables îles aux latitudes subpolaires n'était pas clairement identifié (voir fFigure 6A, Figure 67E et Figure 85A).

La perspective envisagée fait que nous nous intéresserons principalement à des régions insulaires considérées dans leur ensemble et non à des îles en particulier si ce n'est à titre d'exemple illustrant le tout comme nous l'avons fait pour l'île Otterskär par rapport au contexte postglaciaire des rives de la Baltique. Il tombe sous le sens que plus un domaine est étendu plus les processus morphogéniques actuels ou passés peuvent être divers, si bien que le relief et le modelé deviennent par nature polygéniques :

> « Chaque système d'érosion ou, si l'on préfère, chaque crise morphogénique a mis en place un système de formes dont on reconnaît, au milieu des héritages, la spécificité. Puisqu'il y a des formes héritées de diverses crises, il est clair qu'il est peu de modelés dus à un seul système d'érosion. On parle donc de modelés polygéniques par opposition aux modelés monogéniques. Ceux-ci sont rares ; il est possible qu'il n'en existe pas ; un modelé monogénique exigerait en effet une morphogenèse assez active pour effacer toute trace d'héritages, ce qui suppose efficacité et durée. Mais la durée annihile l'efficacité. »

(Viers, 1990)

<footnote n="292">²⁹² Au moins dans la sphère francophone.</footnote>

<footnote n="293">²⁹³ La typologie du même ordre utilisée ici procède de critères de distance et topologique plus précis (Voir Figure 62).</footnote>
La remarque de Georges Viers selon laquelle « la durée annihile l'efficacité » doit être précisée sur un exemple classique, celui de l'érosion aréolaire sur les versants et linéaire le long des thalwegs parcourus par les rivières. Toutes choses égales par ailleurs en termes de climat (importance, nature et intensité des précipitations), de géologie (érosivité des sols et des formations superficielles) et de végétation (sol nu, prairie, savane, forêt), la capacité de transport des ruissellements diffus et des écoulements concentrés dépend du facteur pente. En posant *a priori* l'existence d'un fort relief (volcans) sans phénomène isostatique ou eustatique modifiant le niveau de base, l'érosion de la topographie va progressivement réduire la déclivité des versants et des thalwegs, ce qui réduira la capacité de transport dans un rapport de l'ordre de la racine carrée de la pente. Il en ressort que la lame annuelle érodée va se réduire avec le temps pour devenir très faible lorsque l'ensemble du relief sera aplani pour donner naissance à des pénéplaines ou des pédiplaines sur les surfaces continentales. Dans ce cas, il est clair que l'efficacité même de l'érosion sur les reliefs se traduit à terme par la disparition des fortes déclivités et donc du facteur déterminant conditionnant le processus.

Les formes insulaires échappent d'autant moins au polygénisme qu'elles se combinent avec des processus côtiers et marins spécifiques dont les plus notables sont les mouvements eustatiques, l'action des vagues et des courants et l'alluvionnement à l'embouchure des fleuves et rivières. Les paysages postglaciaires à drumlins, et dans une certaine mesure, les îles dalmates associées à des plissements de couches sédimentaires essentiellement calcaires sont plutôt monogéniques. Les marges cratoniques ennoyées de l'Armorique ou du sud de la Chine apparaissent déjà plus complexes puisque leurs topographies d'ensemble sont de lointains héritages de plusieurs cycles d'érosion fort anciens générant des pénéplaines ou pédiplaines étagées et emboîtées partiellement remaniées par des processus d'érosion de surface et fluviatiles subactuels<fnref n="294" />. Le caractère polygénique des paysages de la côte languedocienne est évident même pour les néophytes tant le contraste est flagrant entre les trois collines rocheuses du Mont Saint-Loup, du Mont-Clair et de Maguelonne et leurs oripeaux de terres basses et sablonneuses ceinturant les lagunes, dont celle de l'étang de Thau. Le Mont Saint-Clair est le reliquat d'un ancien volcan d'âge tertiaire. Le Mont Saint-Loup témoigne d'un affleurement de roches sédimentaires. Les terres basses ne sont que la laisse de dépôts alluvionnaires contemporains de la dernière transgression marine flandrienne.

Le polygénisme des reliefs et des interactions avec les processus marins et côtiers, nécessite d'établir une typologie simplifiée des espaces insulaires. Quelques grandes classes peuvent être définies en fonction du processus morphogénique dominant, de la zone climatique et de la position par rapport aux plaques tectoniques, ceci dans l'objectif de définir des paysages insulaires types à l'échelle de l'archipel monde :

- Les **îles alluvionnaires** : la courantologie océanique permet l'accumulation de sédiments détritiques d'argile ou de sable sur les hauts fonds ou le rivage du plateau continental. Ces îles d'accrétion se localisent principalement à la périphérie des grandes terres et notamment près de l'embouchure des grands fleuves mais aussi sur des hauts-fonds comme par exemple l'Île de Sable au sud-est de Terre-Neuve. La redéposition des matériaux fluvio-marins contribue au colmatage des côtes, modifiant ainsi leur tracé du fait de la formation de cordons dunaires et de flèches littorales plus ou moins insularisés

<footnote n="294">²⁹⁴ La géomorphologie génétique s'intéresse à la génèse du relief à l'échelle des temps géologiques à partir, notamment, des surfaces d'érosion, alors que les géomorphologues dynamiciens étudient les processus actuels et subactuels de son évolution.</footnote>
entre des lagunes et l'océan proprement dit. L'exemple le plus typique est celui de la côte des États-Unis au sud du Cap Hatteras du fait de la présence au large du Gulf Stream. Les îles frisonnes, depuis les Pays-Bas jusqu'au sud du Danemark, en sont une variante caractérisée par un chapelet d'îles allongées de taille de plus en plus petite vers l'est formant du côté continental la mer des Wadden qui est un vaste estran peu profond communiquant avec l'océan par des passes étroites. De par la nature meuble des sédiments, ces îles s'avèrent particulièrement sensibles aux changements courantologiques, isostatiques, eustatiques mais aussi à l'évolution de la charge solide des apports fluviaux ou des courants côtiers.

- Les îles à fjordss : elles sont la résultante du découpage par des langues glaciaires du plateau continental à la périphérie des grands inlandsis continentaux. Pendant les périodes froides, les glaciers exutoires creusent le socle le long des fonds des vallées et des zones de moindre résistance comme les lignes de failles. Lors de la déglaciation et de la transgression marine subséquente, les auges glaciaires sont ennoyées faisant apparaître un vaste domaine de chenaux labyrinthiques pouvant comporter des « lambeaux insulaires » emboîtés à la façon d'un puzzle comme c'est le cas en Colombie britannique et dans la *panhandle*<fnref n="295" /> de l'Alaska. Cette « fjordisation » du rivage s'observe dans les zones subpolaires jusque vers 40° de latitude aussi bien dans l'hémisphère nord (Norvège, Groenland, Canada, Nouvelle-Zemle) que dans l'hémisphère austral (sud du Chili, Kerguelen, sud-ouest de l'île de Jade en Nouvelle-Zélande).

- Les îles d'émersion postglaciaire : comme les précédentes, elles procèdent de la fonte des inlandsis continentaux provoquant un rebond isostatique postglaciaire (RIPG) responsable de l'émersion progressive du fond marin et de l'apparition d'une géographie complexe faite de myriades d'îles et d'îlots. Étant lié au même processus d'ensemble, elles seront détaillées par la suite dans la même catégorie que les îles issues du découpage par les fjords. Les effets de surrection progressive dus à la lente relaxation de la lithosphère sont surtout sensibles dans les mers peu profondes de type épicontinental comme la Baltique et la baie d'Hudson. L'intensité du phénomène dépend de l'épaisseur des anciens inlandsis qui a atteint plusieurs kilomètres en Europe et en Amérique du nord, alors que le phénomène était moins important en Patagonie chilienne et a fortiori sur des terres plus petites (Islande, Kerguelen). Fjordisation et RIPG étant tout deux liés à la glaciation, il est possible que les deux phénomènes interfèrent pour donner naissance à des paysages insulaires composites.

- Les îles coralliennes ou madréporiques : elles procèdent de l'activité des coraux tropicaux de faible profondeur. Leur extension se limite donc à la zone comprise entre 33° N (Bermudes) et 33° S (Lord Howe). Les colonies madréporiques nécessitent un support qui peut être un socle continental ou toute terre océanique, en particulier volcan. Leur évolution devient de ce fait liée à la tectonique du substratum (isostasie) et des fluctuations du NMM (eustasie). En cas de surrection, les formations coralliennes émergent en donnant ainsi naissance à des îles. Qu'elles soient émergées ou restent immergées sous la forme de récifs, elles contribuent de façon notable à l'évolution de leur « île hôte » non corallienne en protégeant le littoral de l'action directe des courants

<footnote n="295">²⁹⁵ Teme géographique signifiant « queue de poêle » et qui fait référence à des prolongements territoriaux comme par exemple la bande de Caprivi en Namibie ou celui du corridor de Wakhan en Afghanistan.</footnote>
côtiers et des vagues. Il existe une évolution corrélative bien connue entre les édifices volcaniques océaniques dont l'évanescence est programmée et le développement de leurs auréoles récifales conduisant à terme à la formation d'un atoll plus ou moins fermé (Clipperton) qui en cas de surrection ou de comblement donnera lui-même naissance à une île plate de forme quasi circulaire (Marie-Galante, Henderson, Nauru). Aux récifs frangeants proches de la terre ferme, il faut ajouter les récifs-barrières situés bien plus au large et couvrant de larges portions des littoraux de la mer Rouge et de l'Australie en créant un liséré d'îles aux formes allongées et digitées qui ne sont pas sans rappeler la structure géographique des cordons insulaires sableux pourtant d'origine toute différente. Enfin, lorsque la surrection est importante sur une vaste zone, le paysage insulaire devient une mosaïque de larges îles et d'îlots coralliens pouvant avoir un fonctionnement partiellement karstique comme les Bahamas ou les îles Loyauté.

- Les îles volcaniques et de trapps basaltiques : elles se définissent comme des « reliefs postiches » posés sur les fonds océaniques ou sur le plateau continental. Les îles volcaniques ne sont que la partie émergée d'un cône dont la hauteur totale peut atteindre 10 000 mètres comme dans le cas de Big Island aux îles Hawaï. Leur formation peut être assez rapide au sens géologique avec éventuellement plusieurs volcans successifs devenant coalescents pour former des îles comportant plusieurs massifs (cinq à Big Island, six à Isabella aux Galapagos, trois en Nouvelle-Géorgie, deux à Tahiti, comme à la Réunion). Issues de phénomènes géologiques ponctuels, la magnitude des superficies insulaires reste dans une gamme d'échelle assez précise pour les îles ne comportant qu'un volcan. À l'échelle mondiale, il apparaît que leur rayon peut atteindre 40 km soit environ 5 000 km², comme c'est le cas pour Bali et Lombok dans la chaîne volcanique des petites îles de la Sonde. Lorsque l'édifice est récent voire encore actif, elles peuvent avoir une forme presque circulaire : Sao-Tomé, Tristan da Cunha, Atlasova dans les Kouriles, Kolombangara aux Salomon... Contrairement à d'autres types d'îles, elles se rencontrent à toutes les latitudes puisque associées à des processus tectoniques azonaux affectant l'ensemble de la Terre. Elles tendent à s'organiser conformément à la tectonique des plaques autour de leurs zones de contact (ceinture de feu du Pacifique, dorsale médio-atlantique) ou au droit des points chauds sous-jacents (Hawaï, Açores, Mascareignes) dus à des phénomènes de convections mantelliques profondes (French & Romanowicz, 2015). De ce fait, elles forment des chapelets (Petites Antilles, Sandwich du Sud, Mariannes) ou des guirlandes insulaires s'accrochant de loin en loin aux continents (Kouriles, Aléoutiennes, arc Andaman-Nicobar). À l'inverse des autres îles le plus souvent localisées à la périphérie des continents, elles constituent la majorité des îles océaniques, certaines pouvant cependant être proches des terres continentales (l'île de Bioko au large du Cameroun, les îles Lipari et Stromboli au nord de la Sicile, Santorin en Grèce). Outre l'ablation liée à l'érosion de surface, le démantèlement de ces îles se fait par affaissement progressif de l'édifice et par effondrement de larges portions de l'île du fait des fortes pentes et de la fracturation due aux phases de dilatation et de rétractation. Les îles formées de trapps basaltiques peuvent y être rattachées de par leur origine magmatique bien que les mécanismes éruptifs soient d'échelle différente et créent des formes tabulaires plutôt que coniques. Le phénomène étant principalement continental, elles sont peu nombreuses et s'observent notamment aux Kerguelen et aux îles Penghu (ou Pescadores) à l'ouest de Taiwan.
- Les îles d'ennoiement du plateau continental et des hauts-fonds marins : elles procèdent de la submersion du plateau continental suite à la dernière transgression marine postwürmienne qui, de 15000 BP à nos jours, a vu passer le NMM de - 110 mètres au niveau actuel. En fonction de la profondeur du détroit les séparant du mainland, leur caractère insulaire peut être plus ou moins récent, par exemple 8000 BP pour la Nouvelle-Guinée par rapport à l'Australie. Bien qu'elles soient « océaniques » en vertu de leurs distances aux continents, les îles du plateau des Seychelles sont géomorphologiquement continentales puisqu'elles ne sont que la partie émergée d'une microplaque continentale, ce dont rendent compte leurs roches granitiques et leurs si singuliers paysages. À une toute autre échelle, les mainlands néo-zélandais ne constituent qu'une infime partie de la plaque continentale de Zealandia immergée à 90 %. Ces îles sont d'une grande diversité géologique : cristalline pour Ouessant et les îles Scilly, métamorphique pour les Falkland, karstique pour Djerba ou les îles de la côte dalmate en Méditerranée...

Il va sans dire que cette typologie se voit parfois confrontée à des cas difficillement catégorisables du fait de la superposition, de la juxtaposition et de l'emboitement de processus d'âge, de magnitude et de modelé fort différents. Ainsi, plus une île est grande, a fortiori les continents, plus elle tendra à être polygénique et donc irréductible à un type particulier. Cette limite étant posée, il est possible de considérer la façon dont les divers processus évoqués vont définir des paysages insulaires spécifiques... ou non. Pour rappel, nous limiterons le sens de « paysage insulaire » à ce qui est mesurable à partir des méthodes préalablement détaillées : les densités insulaires exprimées en nombre d'îles pour 10 000 km² (Di2)<fnref n="296" /> et les fragmentations insulaires établies en fonction de l'exposant de Korčák (b) obtenu selon la loi Superficie-Nombre (SN). D'autres critères auraient pu intervenir, entre autres le relief, pour lequel nous ne disposons malheureusement pas d'information suffisante sur les îles de moins d'1 km². Le premier critère Di2 rend compte de la répartition spatiale des îles, en particulier leur densité par unité de surface océanique. Sa valeur est comprise entre 0 (pas ou peu d'îles) et 100 voire 1 000 dans certains contextes particuliers (voir Figure 66 et Figure 67). Le second critère reflète la distribution des tailles d'îles. Plus l'exposant de Korčák b est élevé plus la proportion de petites îles par rapport aux grandes est importante, ce qui permet de distinguer des distributions insulaires « hypofragmentées » (b<<0,6) et « hyperfragmentées » (b>>0,6). La tendance à l'échelle de l'archipel monde est de b = 0,6 soit une « mésofragmentation » (voir Figure 28). Les valeurs issues des deux méthodes sont complémentaires pour décrire à la fois les propriétés géographiques et statistiques d'un espace insulaire. Il faut cependant rappeler que l'exposant de Korčák ne peut s'appliquer que sur un échantillonnage insulaire significatif et n'a guère de sens pour les densités inférieures à 20 îles/10 000 km² si bien que les régions dépassant cette valeur seront privilégiées dans ce chapitre.

Afin de mieux définir ce que sont les paysages insulaires en fonction de critères de fragmentation et de densité, nous reprendrons ici, en la généralisant, la méthode d'inversion de la loi $NS \ N = a.S^b$ pour en faire une loi superficie-nombre (loi SN) $S = (N/a)^{-1/b}$ (Voir commentaires de la Figure 38). Cela permet de tester l'effet de ses deux paramètres sur la structure géographique de fragments émergés. Les simulations de paysage insulaire se feront selon les principes suivants :

<footnote n="296">²⁹⁶ Rappelons que seules les îles de plus de 0,06 km² sont prises en compte à partir des données GSHHG, les fragments insulaires plus petits n'étant pas connus de façon exhaustive (voir Figure 28).</footnote>
- Répartition aléatoire sur une surface de 100 x 100 km. Le choix d'une surface de 10 000 km² procède du fait que les densités insulaires réelles calculées sur l'ensemble de l'archipel monde sont exprimées en nombre d'îles par 10 000 km² ;

- Les fragments insulaires sont de forme circulaire, ceci afin de simplifier les simulations ;

- Leurs superficies sont supérieures à 0,06 km² afin d'être conformes aux données GSHHG de référence ;

- Leurs fonctions de distribution statistique au sens de la relation $SN S = (N/a)^{-1/b}$ sont homogènes pour toutes les îles quelle que soit leur superficie. L'hypothèse inverse supposerait la définition de paramètres supplémentaires pour la simulation, à savoir les seuils de superficie des différentes classes de fonction puissance $N = a.S^{-b}$.

Afin de faciliter la comparaison des diverses simulations, un critère de surface relative des îles Si % par rapport à la surface de référence de 100 x 100 km sera ajouté : toutes les simulations seront telles que $Si \% = 5 \%$ ou $Si \% = 29 \%$. Ces deux valeurs ont été choisies respectivement en tant que valeur moyenne sur l'ensemble des espaces insulaires et comme proportion de terres émergées par rapport à la planète entière. Les résultats des simulations de la Figure 88 rendent compte de la sensibilité des structures spatialesen fonction des paramètres a et b des fonctions puissance. Il s'agit de modèles uniformes de paysage insulaire assimilables à des contextes monogéniques. Les valeurs de fragmentation données comme exemples varient entre $b = 0,3$ (hypofragmentation, Figure 88A) et $b = 0,75$ (hyperfragmentation, Figure 88C), en passant par $b = 0,6$ (mésofragmentation, Figure 88B). Les densités simulées varient entre 15 (Figure 88A1) et plus de 1 000 îles/10 000 km² (Figure 88 C3). Les faibles densités ($Di2< 30$ îles/10 000 km²) hypofragmentées ($b<0,5$) correspondent à des archipels comme les Açores, le Cap-Vert ou les Baléares. Les plus fortes densités ($Di2>1$ 000 îles/10 000 km²) hyperfragmentées ($b>0,7$) sont celles observées sur la rive nord de la Baltique sur les côtes suédoises et finlandaises (Voir Figure 87).

Partant de ce modèle élémentaire fragmentation-densité, il est tout-à-fait loisible de
procéder à des simulations plus complexes rendant davantage compte de la diversité réelle
des paysages insulaires :

- Adopter une répartition qui ne soit pas stochastique (distribution Log en fonction d'une direction, favoriser la « clusterisation » alias archipel) ;

- Ne pas se limiter aux fragments insulaires supérieurs à 0,06 km² ;

- Générer des formes autres que circulaires pour les îles ;

- Utiliser des fonctions de distribution puissance « par morceaux » avec des paramètres différents en fonction des classes de superficies insulaires ;

- Faire appel à d'autres fonctions de distribution<fnref n="297" />

<footnote n="297">²⁹⁷ Fonctions linéaire, exponentielle, logarithmique, voir annexe 1.</footnote>
<figure><img src="image_72.png" /><figcaption>Figure 88 : Simulations d'espace insulaire paramétrées en fonction de l'exposant de Korčák (b) et de la densité insulaire (Di2) (surface 100 x100 km, cercles insulaires répartis aléatoirement)</figcaption></figure>

Cette approche théorique des paysages insulaires obtenus en combinant fragmentation statistique et densité géographique permet à la fois de mieux comprendre les exemples des précédents chapitres et de faciliter l'interprétation des cas qui seront étudiés dans ce qui suit pour les différents types d'espaces insulaires.
## 2.14. Les îles alluvionnaires

Cette particularité des zones côtières bordant les grandes îles et les continents résulte pour partie des flux d'eau douce et de sédiments provenant des fleuves. Le fleuve Amazone avec ses 200 000 m³/s où même le plus modeste Orénoque provoque une désalinisation de l'eau de mer jusqu'à plusieurs centaines de km de leur embouchure, ce qui permit d'ailleurs aux premiers explorateurs, dont Americo Vespucci, d'augurer de l'immensité du continent sud-américain avant même de l'avoir exploré ou même circumnavigué. Les apports sédimentaires de fines notamment sont si importants qu'ils occasionnent un envasement généralisé sur 1 600 km de côtes jusqu'à l'embouchure de l'Orénoque (Anthony & al., 2013). C'est dans les deltas qu'apparaissent des milieux amphibies où l'on ne sait plus exactement ce qui est du domaine terrestre ou marin. Ces milieux constituent des espaces insulaires qui connaissent des évolutions rapides en fonction des variations de la charge sédimentaire du fleuve et des changements eustatiques (voir Figure 78). En toute rigueur, le caractère océanique de ces îles peut faire débat tant elles sont liées à des processus hydrologiques terrestres. Toutefois, elles n'en constituent par moins des éléments typiques et originaux des milieux côtiers, comme c'est le cas à l'embouchure des principaux fleuves de Sibérie orientale (Figure 89A). Si les deltas et les paysages fluvio-marins de la Kolyma (Figure 89C) et de l'Iniguirka (Figure 89D) restent modestes, ceux de la Léna sont du même ordre que le Mississipi ou le Nil et composent un vaste éventail d'îles et d'îlots plus ou moins emboîtés rayonnant à partir du mainland deltaïque.

<figure><img src="image_73.png" /><figcaption>Figure 89 : Zones côtières à fortes densités insulaires à l'embouchure des grands fleuves de Sibérie orientale</figcaption></figure>

Bien qu'elles soient plus rares, quelques îles purement alluvionnaires se retrouvent en zone océanique Au large de la Nouvelle-Écosse, l'archétype en est l'île de Sable (37 km²), qui a vu sa forme et sa superficie évoluer en quelques siècles (Figure 90A). Cette île instable et plate possède sans doute la plus grande densité d'épaves au monde, la plupart étant déjà enfouies pour ne pas dire englouties sous la masse de sable. De même, les îles de la
Madeleine dans le golfe du Saint-Laurent (Figure 90B) procèdent de la redéposition de sédiments marins et fluviaux sur des diapirs de sel (Drapeau & Mercier, 1990). En ces zones tempétueuses et brumeuses, les unes disputent aux autres le record du nombre de naufrages, si bien que certains disent plaisamment sur un sujet tragique qu'elles « ont fait couler beaucoup d'ancres ». En zone tropicale, la mangrove joue un rôle primordial dans la dynamique côtière notamment en piégeant les sédiments marins et fluviaux et en protégeant le rivage. La plus grande des « îles mangroves » est celle de Yos Sudarso (anciennement Frederik Hendrik, 11 740 km²) qui se situe au débouché de la Dingul River en Nouvelle-Guinée (Figure 90C). Les îles alluvionnaires couvertes de mangrove au large du delta du Gange au Bengla Desh sont fortement peuplées : Bhola (1440 km²) a 157 500 habitants et Sandwip (267 km²) 350 000 habitants (Figure 90D). Elles sont menacées par la combinaison de trois facteurs : la montée du NMM, la plus grande fréquence et la plus forte intensité des cyclones et le déficit alluvionnaire dû à l'aménagement des bassins du Gange et du Brahmapoutre. L'île Fraser (1673 km²), anciennement Great Sandy Island, est essentiellement alluvionnaire du fait du caractère montagneux et pluvieux des côtes du Queensland (Figure 90E). Elle est également bordée de coraux et de mangroves.

L'Île de la baie des Tigres (105 km²) hésite entre l'insularité et la péninsularité et mérite
à ce titre un commentaire plus détaillé (Figure 90F). Cette île également applée Ilha dos Tigres
(105 km²) au large de l'Angola dit bien l'évanescence des formations alluvionnaires face aux
événements climatiques et océaniques Figure 91. Cette flèche littorale ou « restinguas »
(Guilcher A., 1982), jusqu'alors péninsulaire, s'est vue transformée en île du jour au lendemain
le 14 mars 1962 quand une forte tempête a détruit l'isthme sableux et coupé l'adduction par
pipeline qui alimentait la petite communauté de pêcheurs vivant sur cette île sans ressource
en eau<fnref n="298" />. Deux facteurs ont pu jouer dans le fait que l'isthme sableux (un tombolo) n'ait pu
se reformer depuis 1962 : la montée du NMM et plus encore l'aridification du bassin de la
rivière Cunene à la frontière de l'Angola et de la Namibie, rivière dont les apports
sédimentaires, en combinaison avec le courant de Benguela, étaient responsables de la
formation de ce panache sableux au nord de son embouchure. Il est établi que le
réchauffement actuel a déjà modifié l'équilibre du front océanique Angola-Benguela
précisément entre l'estuaire de la Cunene et l'île des Tigres :

> « The [Angola-Benguela] Front has been at the mouth of the Kunene River and has now moved further northward along the Angolan coast, during a presumed period of warming, leaving the Atlantic coastal oceanic current fed by the cooler Benguela Front. »

(Hogan, 2012)

À terme, un nouvel élément pourrait modifier le bilan sédimentaire, à savoir la
construction prévue de l'immense barrage d'Epupa ou Baynes en amont de l'estuaire de la
Cunene, ce qui ne manquerait pas de diminuer plus encore les débits et la charge solide des
effluents en mer. L'évolution de l'île de Baia dos Tigres démontre bien que la dynamique du
système TOA combiné aux activités humaines a un impact complexe sur la géomorphologie
côtière et notablement sur les phénomènes d'accrétion ou au contraire d'érosion des
formations alluvionnaires.

<footnote n="298">²⁹⁸ Dolf Els, 2014, page 59: "Ghost island". Drive out September 2014, pp. 55-59.</footnote>
<figure><img src="image_74.png" /><figcaption>Figure 90 : Exemples d'île d'origine totalement ou partiellement alluvionnaire.</figcaption></figure>

(A) Île de Sable au large de la Nouvelle-Écosse. (B) Îles de la Madeleine dans le golfe du Saint-Laurent formées par alluvionnement sur diapirs de sel.

(C) Île Yos Sudarso, la plus grande « île mangrove » à l'embouchure de la Dingul River.

(D) Îles alluvionnaires avec mangrove dans le delta du Gange.

(E) Île Fraser ou Great Sandy Island avec mangrove et coraux au large du Queensland.

(F) Île de la baie du Tigre formée en partie par les alluvions de la rivière Cunene en Angola.

<figure><img src="image_75.png" /><figcaption>Figure 91 : Évolution de la flèche littorale, ou « restinguas », de Baia dos Tigres en Angola.</figcaption></figure>

(A) Carte montrant la péninsule dos Tigres réalisée en 1854 par Fernando da Costa Leal.

(B) Disparition de l'isthme et de l'adduction d'eau après la tempête du 14 mars 1962.

(C) Contexte hydrologique et océanographique des côtes sud de l'Angola.
L'alluvionnement côtier ne se limite pas aux débouchés des fleuves et rivières. Il s'étend aux rivages situés à proximité notamment sous l'effet des courants marins littoraux comme il en va pour la côte languedocienne, largement colmatée par les apports venant du Rhône si bien que l'ancienne île du Mont Saint-Clair dominant la ville de Sète aurait été progressivement insularisée vers 3000 av. JC, à la toute fin de la transgression flandrienne (Figure 92A). Le même processus responsable de l'accrétion côtière, appelé tombolo, se retrouve dans la formation de flèches sablo-argileuses entre une île située au large et le mainland. En France, l'exemple le plus achevé est celui de la presqu'île de Gien qui annonce en quelque sorte les îles du Levant pour qui vient du continent et dont le tombolo à fleur d'eau est principalement occupé par des salants d'une altitude ne dépassant pas deux mètres alors que l'ancienne île présente une topographie collinaire (Figure 92B). Car Giens était encore une île pendant l'Antiquité, ce qui témoigne du caractère récent de la formation de son tombolo. De même la presqu'île de Saint-Mandrier était à la même époque l'île de Sépet. Le caractère meuble des dépôts formant les tombolos les rend particulièrement sensibles aux modifications du fonctionnement côtier, a fortiori en cas de montée du niveau des mers. Dans le contexte actuel, il n'est pas exclu que ces deux presqu'îles redeviennent insulaires<fnref n="299" />. Autre bel exemple que celui de l'archipel de Saint-Pierre et Miquelon qui pourrait se voir complété par une troisième île, celle de Langlade, reliée par un double cordon sableux lagunaire à Miquelon.

À l'instar de la néo-île de dos Tigres, d'autres terres insulaires étaient il y a peu encore reliées au mainland par un mince cordon alluvial. C'est le cas de l'île de Ceylan dont l'isthme sableux se serait rompu vers 1480, ce qui explique la similitude de sa faune avec celle du Deccan, le peuplement de part et d'autre par des populations tamoules et non cinghalaises, pour confirmer les légendes hindoues indiquant « qu'au quinzième siècle de notre ère, les pèlerins allaient à pied du Deccan à Ceylan. »<fnref n="300" /> On retiendra qu'aussi bien pour les flèches sableuses que pour les presqu'îles à tombolo, le lien avec le mainland est fragile puisqu'il dépend du bilan sédimentaire lié aux apports fluviaux et marins par la courantologie côtière. Toute modification de ces éléments y compris les forçages venant du changement climatique (CC) et ses impacts océaniques peut se traduire par une évolution rapide des cordons sableux soit par érosion soit par accrétion. Autre facteur qui ne peut être négligé dans l'atterrissement des côtes en général et de la Méditerranée en particulier : celui du défrichage et de la mise en culture lors de la révolution néolithique vers 2000 av. JC dans le cas de la Provence (Morhange & Weydert, 5000 ans de dégradation de l'environnement au Lacydon de Marseille, 1995).

Le phénomène d'accrétion provenant de grands fleuves et situé « sous le courant » côtier dominant peut également se traduire par la formation de longs panaches d'îles de forme plus ou moins allongée séparant la haute mer de la côte en ménageant des lagunes ou des mers peu profondes. Les courants de marée provoquent l'apparition de passes qui segmentent le panache sédimentaire amenant à la formation de chapelets insulaires « en tiretés », comme sur la côte sud du Texas (Figure 93A) ou « en pointillé » comme c'est le cas pour les îles frisonnes (Figure 93B). Sur le littoral texan, l'apport alluvionnaire sablo-limoneux provient en partie du Rio Grande qui draine une région semi-aride assez montagneuse alors que l'accrétion du rivage de la Frise résulte principalement de matériaux argilo-limoneux transportés depuis les bouches du Rhin et de l'Escaut en mer du Nord depuis une plaine forestière et agricole. Le contexte géomorphologique d'ensemble des côtes de ces deux régions apparaît assez semblable mais se traduit par une « empreinte » insulaire bien

<footnote n="299">²⁹⁹ Ce qui ne sera pas sans impliquer de nombreux aménagements pour la population locale (adduction d'eau, construction de pont ou mise en place d'un ferry).</footnote>

<footnote n="300">³⁰⁰ Cf. Actes de la pagode de Ramisséram ou Rameswaram.</footnote>
différente qui dépend de plusieurs autres facteurs : importance des marées et de la houle, puissance et régularité des courants côtiers, pente du plateau continental, granulométrie des alluvions, intensités et fréquences des tempêtes, etc. De ce fait, le panache insulaire de la côte texane se différencie clairement de celui des côtes frisonnes, le premier étant formé de longs et minces rubans sableux séparés par d'étroites passes alors le second compose un chapelet d'îles oblongues coupées par de larges chenaux marins. Une autre différence majeure tient à l'absence totale d'îlots inférieurs à 0,4 km² en Frise alors qu'on en compte 256 au Texas. Ces observations sont reflétées par les densités insulaires et la distribution des tailles insulaires. Le contraste est flagrant entre la forte densité des cordons dunaires texans (Di2 = 287) comparée à la faible densité du chapelet insulaire frison (Di2 = 21). À cela, il faut ajouter que les deux groupes insulaires semblent suivre des lois de distribution dissemblables. Pour les cordons littoraux texans, les données imposent un ajustement « par morceaux » de distributions de type puissance de part et d'autre d'une « lacune insulaire » entre 25 et 120 km². En revanche, le groupe frison présente une répartition régulière de ses tailles insulaires entre 0,4 et 164 km² si bien que le meilleur ajustement statistique s'obtient avec une fonction logarithmique au lieu d'une loi puissance. L'interprétation de ce contraste statistique majeur demanderait un examen détaillé des différents facteurs locaux capables de l'expliquer. La bibliographie assez parcellaire géographiquement et scientifiquement sur les deux domaines insulaires ne permet pas d'en faire une synthèse dans le cadre d'une étude comparative. Faute d'éléments probants, il n'est pas envisageable d'avancer une hypothèse satisfaisante à la fois pour expliquer la lacune insulaire du cordon dunaire texan et la distribution homogène de type logarithmique de l'arc frison.

Cette analyse comparative démontre que des contextes géomorphologiques a priori plutôt semblables se traduisent par des structures insulaires ayant des « signatures géographiques » fortement contrastées en fonction du contexte TOA local. Elle tend également à signaler l'intérêt d'une approche statistique des groupes insulaires en révélant des phénomènes peu sensibles par d'autres méthodes.

Les paysages insulaires liés à l'accrétion de sédiments fluviaux et marins déposés par les courants marins s'avèrent plus variés que ne laisserait penser la relative similitude des processus morphogéniques à l'œuvre. Hormis l'île de Sable, toutes les îles alluvionnaires se situent à la périphérie des continents ou des grandes terres insulaires puisqu'elles sont généralement associées aux apports alluviaux des fleuves au niveau des estuaires ou des deltas et aux côtes situées sous le courant des courants côtiers. Les deux critères géographiques (densités Di2 exprimées en nombre d'îles pour 10 000 km²) et statistiques (fragmentation b) pour différencier les *islanscapes* définissant une typologie spécifique :

- Des domaines insulaires hyperfragmentés de forte densité comme les îles au débouché du Mississipi (Di2 = 370 î./10⁴km², b = 0,68) mais plus encore celles situées au large des deltas sibériens comme la Léna (608 î./10⁴km², b = 0,95), l'Indiguirha (1221 î./10⁴km², b = 0,78) et la Kolyma (771 î./10⁴km², b = 0,89). À ces domaines deltaïques, s'ajoutent certains cordons dunaires frangeant les continents dont le littoral du sud du Texas (287 î./10⁴km², b = 0,74). Il faut noter que l'exutoire en mer de certains grands bassins versants dont ceux de l'Amazone, du Congo et du Nil ne comportent pas d'îles au large de leur delta du fait de l'absence de plateau continental de faible profondeur ;

- Des domaines insulaires hypofragmentés de faible densité dont font partie les îles
frisonnes (21 î./10⁴km², b = 0,44) et celles « en éventail »<fnref n="301" /> du delta du Gange (56 î./10⁴km², b = 0,39) ;

- De grands bancs sableux insulaires plus ou moins isolés comme l'île Dzhalruilgachà à l'embouchure du Dniepr (65 km², Ukraine), l'ex-presqu'île de Baia dos Tigres (105 km², Angola), île Dirk Hartog (627 km², Australie occidentale) née du courant de Leeuwin, l'île Fraser (1673 km², Queensland, Australie).

<figure><img src="image_76.png" /><figcaption>Figure 92 : colmatages alluvionnaires récents sur les côtes méditerranéennes françaises.</figcaption></figure>

(A) La paléo-île du Mont Saint-Clair près de Sète avec les cordons dunaires fermant l'étang.

(B) Les presqu'îles de Saint-Mandrier et de Giens avec son double tombolo.

<figure><img src="image_77.png" /><figcaption>Figure 93 : Chapelets de cordons dunaires insulaires le long des côtes continentales.</figcaption></figure>

(A) Îles Padré au sud du Texas au nord fleuve Rio Grande.

(B) Îles frisonnes occidentales au nord des embouchures du Rhin et de l'Escaut.

(C) Courbes NS des superficies des îles Padré et distribution logarithmique pour les îles frisonnes.

<footnote n="301">³⁰¹ Les îles deltaïques sont décrites comme étant en éventail ou « fan-like » dans la terminologie nord-américaine.</footnote>
Pour être plus complète, cette typologie aurait dû prendre en compte d'autres critères, dont la forme des îles, notamment leur allongement, la distance à la côte du mainland et le relief, ce dernier étant peu important pour les îles d'accrétion puisqu'il se limite à quelques dunes d'origine éolienne.

## 2.15. Îles à fjords et de Rebond isostatique post glaciaire (RIPG)

Les processus insularogènes que sont le découpage des côtes par les fjords et l'émersion du fond marin par isostasie seront traités dans le même chapitre car ils sont un héritage de la présence d'inlandsis de grande taille. Néanmoins, leurs genèses sont fort différentes : creusement du socle par les glaciers périphériques pendant la période glaciaire pour les fjords, surrection progressive pendant et bien après la fonte de l'inlandsis pour les côtes à « jardins insulaires » ou *skjærgård*<fnref n="302" />. Le Rebond Isostatique post glaciaire (RIPG) ne joue un rôle important que lorsque la masse de glace a été suffisante pour provoquer un enfoncement du socle de façon notable. Ainsi, le rebond résultant de la fonte de petits inlandsis ou glaciers locaux développés sur une étendue faible et de moindre épaisseur n'aura que peu ou pas d'effet sur l'insularisation des côtes.

Dans une étude exhaustive et détaillée des côtes à fjords dans le monde, Jules Dufour (2009, pp. 10-30) estime qu'il en existe environ 2 130. Les régions les plus concernées sont le Canada toutes côtes confondues (800), le Groenland (330), la Norvège (235, dont 35 au Svalbard), le Chili (200), les États-Unis (200, Maine, Alaska, État de Washington) et l'Islande (80). Les processus de formation des fjords à partir des inlandsis pendant les périodes glaciaires ne seront pas détaillés ici dans la mesure où notre objectif se résume à en analyser les conséquences sur le découpage des côtes et la formation de paysages insulaires typiques de ces régions. Un des effets les plus visibles est celui du festonnement de leurs côtes et donc de l'accroissement de la longueur du rivage. La Terre de Baffin apparaît à ce titre comme étant l'archétype d'une île à fjordss avec un trait de côte de plus de 28 590 km pour 511 900 km², soit un indice côtier modifié (lcm) de 11,3³⁰³, alors que littoral du continent africain, bien qu'étant 57 plus étendu, ne compte que 50 000 km de côte avec un indice côtier modifié de 2,6. Plus important encore pour notre propos, le découpage du rivage par les glaciers va créer des îles dont le nombre et la taille peuvent être variables en fonction du contexte paléoclimatique (extension et masse des inlandsis) et morphostructural (lithologie, fracturation du socle, relief de l'arrière-pays, présence ou absence d'un plateau continental). La formation de fjords n'implique pas toujours l'apparition de nombreuses îles issues du même découpage à leurs périphéries. C'est le cas notamment pour l'archipel « macroinsulaire » de la Reine-Élisabeth dans l'extrême nord canadien, contrairement à ce qui se passe pour le sud du Chili, la Norvège et la côte ouest du Canada. À une échelle plus locale, la région sud-ouest de l'île du Sud en Nouvelle-Zélande, baptisée Fjordland, comporte 13 fjords assez régulièrement espacés comportant 82 îles sur un front de mer de 220 km. Du fait des proportions réduites de la calotte glaciaire ayant recouvert le sud des alpes néo-zélandaises pendant la dernière période froide, les effets du RIPG ne sont pas sensibles. La surface ne couvrait que 5 000 km² vers 18000 BP avec une épaisseur moyenne de l'ordre de 200 mètres (Huss & Farinotti, 2012).

<footnote n="302">³⁰² Le terme anglais « skerry guard » dérive du suédois et signifie « essais d'îles basses et de récifs ».</footnote>

<footnote n="303">³⁰³ Pour rappel, l'Indice côtier modifié *lcm* appliqué à une terre émergée, qu'elle soit continentale ou insulaire, fait le rapport entre la longueur de la côte mesurée et le périmètre d'un cercle de même surface. Une valeur de 11,3 signifie que l'île de Baffin présente une longueur de côte 11,3 supérieure à celle d'une île parfaitement circulaire de superficie équivalente.</footnote>
À titre de comparaison, son volume n'était que de 1 000 km³ pour environ un million de km³ pour l'Islande (Einarsson & Albertsson, 1988).

Comme vu précédemment en Figure 6, les hautes latitudes concentrent une grande partie des îles du fait de l'ennoiement progressif des fjords pendant la transgression flandrienne et d'un RIPG encore effectif à l'heure actuelle. Il convient donc de préciser davantage ces deux processus de fjordisation et de RIPG. Les calottes glaciaires, même de faible ampleur, génèrent par simple glissement gravitaire sur le socle un ensemble d'exutoires évacuant une partie de la glace accumulée. La puissance érosive de ces langues glaciaires provoque un découpage et un creusement du bourrelet liminaire et du plateau continental qui se traduit lors des interglaciaires par des littoraux à fjordss composant un puzzle de presqu'îles, d'îles et de chenaux imbriqués. La largeur aussi bien que la longueur et l'espacement des fjords dépendent de la magnitude des glaciers qui les ont formés tout autant que de la géologie et de la fracturation du socle. Il en va de même pour les îles plus au large dont la taille dépend de l'espacement des failles principales qui compartimentent le socle. Ainsi les régions insulaires des longues façades sud du Chili (1650 km) et du nord-ouest de l'Amérique du Nord (États-Unis-Canada-Alaska, 1450 km) comportent des îles de grande étendue (maxima respectifs de 28 700 km² et de 6141 km²) alors que celles de la façade maritime norvégienne (2563 km) sont plus modestes (max 2200 km²). Comme indiqué précédemment, le désenglacement des côtes occasionne une détente lithostatique<fnref n="304" /> généralement de l'ordre d'1 cm/an comme en Patagonie (Jaillet & al., 2008), mais pouvant atteindre des valeurs de 3 cm/an en Alaska (Larsen & al., 2005) voire 6 cm/an dans la baie d'Hudson. Les plages soulevées de Norvège se situent à la côte 60 mètres, ce qui dénote un RIPG proche d'1 cm/an en moyenne suite à la disparition totale de l'inlandsis scandinave vers 8000 BP (Peltier, 1998, p. 626).

Les conséquences géographiques de la surrection rapide du fond marin s'observent sur la côte nord de la Baltique et dans une moindre mesure dans la baie d'Hudson. Ces deux régions correspondent à des mers épigéniques développées respectivement au droit de la partie centrale la plus épaisse des inlandsis laurentidien et fénno-scandien (Voir Figure 84 et Figure 85A). Hormis l'extrême nord du golfe de Botnie, l'ensemble du paléolac de la Baltique était déjà hors glace dès 10000 BP alors que ce ne sera qu'en 8000 BP pour la baie d'Hudson. Pour la Baltique, le rebond est encore de 9 mm/an dans le fond du golfe de Botnie, 5 mm/an aux îles Aaland et proche de zéro dans le sud de la Suède, ceci expliquant que la Scanie apparaisse comme le seul littoral suédois ne comportant presque pas d'îles. C'est dans le golfe de Botnie que le phénomène a eu la plus grande ampleur dans la durée avec un soulèvement d'environ + 285 mètres en 10 000 ans, d'où résulte une forte dynamique paysagère des littoraux ainsi décrite par Jean-Michel Caron :

> « *Sur cette côte [du golfe de Botnie], des îles apparaissent et s'unissent, des péninsules grandissent, des lacs se forment au fond des baies et deviennent des marais et des fagnes tourbeuses.* »

(Caron & al., 1992)

La carte de la Figure 94A indique la localisation des principales régions à fjordss et à RIPG comportant de fortes densités insulaires supérieures à 50 îles/10 000 km². Leur répartition correspond étroitement à l'extension des inlandsis de la dernière glaciation du Würm en particulier dans les régions où ils étaient les plus épais, soit environ 4000 mètres en

<footnote n="304">³⁰⁴ Cette détente résultant d'une diminution de la pression sur les couches sous-jacentes s'observe suite à l'érosion des reliefs et dans les karsts par la présence ou l'absence d'eau dans les cavités.</footnote>
Amérique du Nord et 3000 mètres en Scandinavie et au Groenland, enfin de 600 à 1 000 mètres dans les Andes patagoniennes. À moindre échelle, des paysages à fjords s'observent au nord-ouest de l'Islande, au Svalbard (Spitzberg), en Nouvelle-Zemble, aux Kerguelen, en Géorgie du Sud, dans la partie occidentale de l'Île de Jade en Nouvelle-Zélande et sur le versant ouest de la Péninsule antarctique. Associées à d'anciens inlandsis, presque toutes ces îles sont péricontinentales (type IPα) ou à la périphérie de grandes îles (Islande, Kerguelen, île du Sud en Nouvelle-Zélande). L'ensemble insulaire ainsi défini regroupe plus de 5 000 îles couvrant 340 000 km², soit 50 % des îles de plus 0,06 km² recensées à l'échelle mondiale (Figure 94B). En intégrant l'ensemble des territoires considérés, la densité moyenne de 348 îles/10 000 km² est bien supérieure à la moyenne mondiale obtenue pour la zone péricontinentale (IPα), qui n'est que de 108. De même, la fragmentation moyenne telle qu'indiquée par l'exposant de Korčák pour ces régions (b = 0,67) est supérieure à la valeur estimée pour l'ensemble de terres émergées (b = 0,6). Il convient de constater que ces « moyennes » ne rendent pas compte de la disparité importante entre divers types de littoraux fortement insularisés et d'autres côtes. La combinaison ces deux éléments permet de proposer une typologie (Figure 94C) :

- Type fenno-scandien (523<Di2<2015, 0,73<b<0,95). Le domaine côtier des trois pays scandinaves que sont la Norvège, la Suède et la Finlande se distingue par une densité exceptionnelle de respectivement 523, 1 065 et 2 045 îles/km². Cela se combine avec une hyperfragmentation (coefficient de Korčák b>0,6) plus ou moins marquée allant de 0,73 pour la Norvège à 0,95 pour la Finlande en passant par 0,91 pour la Suède ;

- Type nord-américain (258<Di2<411, 0,56<b<0,91). Ce type se définit par des densités fortes et une fragmentation moyenne à forte. Il inclut les côtes canadiennes, l'Alaska, les côtes nord des conterminous USA, le Groenland et le sud du Chili. Il est possible de distinguer un sous-type de fragmentation moyenne de l'ordre de 0,6 (Groenland, côte ouest du Canada et Alaska et Chili) d'un sous-type à forte fragmentation supérieure à 0,7 (nord du Canada, côte est du Canada et baie d'Hudson) ;

- Type britannique (132<Di2<158, 0,56<b<0,72). La densité insulaire correspond à la moyenne d'ensemble. Le littoral insulaire de l'Irlande se distingue de celui de l'ouest de l'Écosse par une plus forte fragmentation (0,72 au lieu de 0,56) ;

- Type insulaire austral (49<Di2<138, 0,48<b<0,56) à faible densité (i.e. Géorgie du Sud) et faible fragmentation (i.e.Kerguelen).

Le graphique de la Figure 94C indique qu'il existe une faible corrélation entre la densité insulaire *Di2* et l'exposant de Korčák *b* telle que $b \approx 0,26.Di2^{0,17}$. Le fait que le critère géographique de densité insulaire ait tendance à augmenter lorsque le critère statistique de fragmentation est plus marqué nous apparaît somme toute cohérent. On notera cependant que certaines régions s'écartent de ce modèle, en particulier l'Islande et le nord du Canada, caractérisés par une fragmentation importante comparée à la densité, et la côte du sud chilien, qui se signale, à l'inverse, par une densité forte par rapport à sa fragmentation.
<figure><img src="image_78.png" /></figure>

<table><thead><tr><th>B</th><th>Pays, régions ou archipel</th><th>Sb (km²)</th><th>Îles Ni</th><th>Îles Si (km²)</th><th>Densité Di2</th><th>Korcak b</th><th>Fjords*</th><th>RIPG**</th><th>volan</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>Côte sud de l'Islande</td><td>29 009</td><td>825</td><td>267</td><td>287</td><td>1,18</td><td>80</td><td>1</td><td>Oui</td></tr><tr><td>2</td><td>Finlande</td><td>47 427</td><td>8 417</td><td>6 264</td><td>2 045</td><td>0,95</td><td>0</td><td>0,6</td><td></td></tr><tr><td>3</td><td>Nord du Canada</td><td>395 368</td><td>9 514</td><td>27 076</td><td>258</td><td>0,91</td><td>600</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>4</td><td>Suède</td><td>54 968</td><td>5 483</td><td>3 494</td><td>1 065</td><td>0,91</td><td>5</td><td>0,5</td><td></td></tr><tr><td>5</td><td>Baie d'Hudson</td><td>93 485</td><td>2 833</td><td>5 353</td><td>321</td><td>0,79</td><td>0</td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>6</td><td>Côte est Canada-USA</td><td>148 186</td><td>3 949</td><td>6 734</td><td>279</td><td>0,74</td><td>150</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>7</td><td>Norvège</td><td>146 581</td><td>6 472</td><td>22 761</td><td>523</td><td>0,73</td><td>200</td><td>0,4</td><td></td></tr><tr><td>8</td><td>Côte ouest de l'Irlande</td><td>29 609</td><td>385</td><td>526</td><td>132</td><td>0,72</td><td>2</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>9</td><td>Groenland</td><td>214 535</td><td>5 871</td><td>30 923</td><td>320</td><td>0,62</td><td>330</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>10</td><td>Côte ouest Canada-Alaska</td><td>231 489</td><td>4 095</td><td>94 249</td><td>298</td><td>0,60</td><td>370</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>11</td><td>Côte ouest de l'Ecosse</td><td>68 977</td><td>921</td><td>10 654</td><td>158</td><td>0,56</td><td>50</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>12</td><td>Nouvelle-Zélande (sud)</td><td>19 516</td><td>144</td><td>2 057</td><td>82</td><td>0,56</td><td>30</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>13</td><td>Côte sud du Chili</td><td>210 972</td><td>5 808</td><td>69 619</td><td>411</td><td>0,56</td><td>200</td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>14</td><td>Géorgie du sud</td><td>16 600</td><td>64</td><td>3 516</td><td>49</td><td>0,50</td><td>6</td><td>?</td><td></td></tr><tr><td>15</td><td>Archipel des Kerguelen</td><td>24 526</td><td>155</td><td>7 207</td><td>89</td><td>0,48</td><td>10</td><td>?</td><td>Oui</td></tr><tr><td></td><td>Autres</td><td>250 209</td><td>2 587</td><td>40 060</td><td>123</td><td></td><td>97</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>TOTAL</td><td>1 981 455</td><td>57 523</td><td>330 761</td><td>348</td><td>0,67</td><td>2 130</td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_79.png" /><figcaption>Figure 94 : Typologie des paysages insulaires (islandscapes) des régions à fjords et à RIPG.
(A) Régions de forte densité insulaire (Di2>80 îles/10 000 km²) aux hautes latitudes.</figcaption></figure>

(B) Liste des régions par ordre décroissant d'exposant de Korčák (b).

(C) Typologie en fonction de la densité insulaire Di2 et de l'exposant de Korčák (b).

Les côtes insulaires de l'Islande semblent un cas d'espèce par son hyperfragmentation (b = 1,15) qui est bien supérieure à celle du type fenno-scandien alors que sa densité est du même ordre que dans le type nord-américain. Cette singularité reflète en quelque sorte la complexité de son contexte morphostructural associant des côtes à fjords entaillant des trapps basaltiques fortement insularisés dans les baies de Breidafjordur et de Faxafloi, des îles volcaniques<fnref n="305" /> et des cordons alluviaux alimentés par les eaux de fontes des grands glaciers sur la côte sud (Figure 95A). Selon une étude de 2015, la diminution rapide de la masse de ces calottes glaciaires, dont le Vatnajökull, serait responsable d'un rebond de l'ordre d'1 à 3 cm/an le long de la côte méridionale de la grande île<fnref n="306" />. Une analyse plus détaillée de la distribution de la taille des îles démontre que cette hyperfragmentation est due aux fragments insulaires de moins de 0,7 km² de cette région de l'Islande (Figure 95D). Ils correspondent majoritairement aux îlots rocheux ou morainiques des deux baies occidentales (88 %), le reste étant lié à des bancs alluviaux sur la côte méridionale (10 %) ou à des îles volcaniques de l'archipel Vestmann (2 %). La configuration géographique d'ensemble des deux baies de Breidafjordur et de Faxafloi et de la péninsule de Westfjords (Figure 95A) paraît assez proche de celle de l'archipel des Kerguelen y compris en termes d'échelle et de géologie (Figure 95B). Pourtant, ces deux régions s'opposent en matière de densité insulaire (287 îles/10 000 km² pour l'Islande, seulement 89 pour les Kerguelen) et plus encore pour ce qui est de la fragmentation (b=1,18 pour l'Islande, 0,48 pour les Kerguelen). L'hypofragmentation des

<footnote>*Islandscape</footnote>

<footnote>*Nombre de fjords (Dufour, 2012)</footnote>

<footnote>**Rebond isostatique post-glaciaire en mm/an</footnote>

<footnote n="305">³⁰⁵ La nouvelle île volcanique de Surtsey est apparue en novembre 1963 pour atteindre une superficie maximale de 2,65 km². Elle ne fait plus qu'1,41 km² actuellement du fait de l'érosion marine due aux courants et à la houle sur des matériaux volcaniques non consolidés.</footnote>

<footnote n="306">³⁰⁶ Source Kristín Hermannsdóttir, meteorologist, South East Iceland Nature Center (Náttúrustofa Suðausturlands), Hornafjörður, Iceland.</footnote>
Kerguelen est observée pour les fragments insulaires inférieurs à 35 km². L'interprétation d'un contraste aussi marqué dans des régions présentant de fortes analogies n'est pas évidente.

<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>Figure 95 : Paysages insulaires ou *islandscapes* à fjords et/ou RIPG.</figcaption></figure>

(A, B et C) En fonction de la densité insulaire relative (Di2).

(D) En fonction des courbes NS et de l'exposant de Korčák (b). On notera la présence de rupture de pente ou *knickpoint*<sup>307</sup> correspondant à des changements de tendances vers 35 km² pour la Suède, la côte est de l'Amérique du Nord et les Kerguelen. Ces tendances « par morceaux » s'observent également pour l'Islande mais pour un seuil de 0,7 km².

Certes, les contextes tectoniques différent puisque l'Islande n'est qu'une partie émergée de la dorsale médio-atlantique impliquant divers processus magmatiques ainsi qu'une séismologie active alors que l'archipel des Kerguelen, y compris son vaste plateau continental environnant, procède des trapps basaltiques anciens avec un volcanisme éruptif limité au Mont

<footnote n="307"><sup>307</sup> Les « ruptures de pente » des courbes NS s'apparentent aux « *knickpoints* » observés sur les profils de versant ou de rivière. Bien que relevant de la géomorphologie et non des statistiques, le mot *knickpoint* semble judicieux pour décrire les changements de tendance d'une distribution statistique de fragments.</footnote>
Ross, ce dernier comportant encore une mince calotte glaciaire à son sommet. Les deux domaines ont été complètement englacés pendant la dernière période froide et donc ont subi l'effet de subsidence de la lithosphère en proportion de la masse de leur inlandsis, sans doute bien moindre aux Kerguelen. Pour ces dernières, les études géophysiques montrent que la croûte lithosphérique y est particulièrement épaisse et immobile au-dessus d'un point chaud expliquant l'accumulation dans la longue durée de strates basaltiques. Subséquemment, la microplaque des Kerguelen dispose d'une grande inertie isostatique car elle fut peu affaissée par une calotte glaciaire ne couvrant que 10 000 km² et dont l'épaisseur devait être assez réduite. Ces éléments convergent pour suggérer que le réajustement isostatique a dû y être de courte durée et de faible ampleur, ce qui n'est pas le cas de l'Islande. Un autre élément plaide en faveur du rôle du rebond isostatique dans la dynamique côtière islandaise si l'on compare sa courbe de distribution des tailles de fragments insulaires avec celle du littoral suédois (Figure 95). Il ne fait aucun doute que l'exceptionnelle hyperfragmentation des côtes de la Baltique y compris la Suède (b=0,91) procède comme on l'a vu d'un phénomène généralisé de RIPG depuis plusieurs millénaires et encore actif de nos jours (Voir carte de la Figure 85A). La valeur encore plus forte observée dans la partie sud et ouest de l'Islande trouverait son explication par une surrection isostatique provoquant l'élévation du fond marin des deux baies occidentales et de leurs dépôts morainiques et fluvio-glaciaires, autant que par les alluvionnements importants de la côte méridionale, les îles volcaniques de l'archipel Vestmann ne jouant qu'un rôle statistique mineur dans l'hyperinsularité d'ensemble.

Cet examen montre que les deux critères de framentation et de densité, dont la valeur de l'exposant de Korčák, permettent de discerner le rôle du RIPG dans la formation des paysages insulaires. Il est déterminant pour les littoraux fenno-scandiens de la Baltique (Finlande et Suède) ainsi que pour la Norvège où il se combine avec le découpage insulaire dû aux fjords. Il est sensible sur les côtes de l'Amérique du Nord en particulier sur les côtes arctiques (0,91), dans la baie d'Hudson (0,79, même type de mer épicontinentale postglaciaire que la Baltique) et sur la côte est du Canada (0,74, Figure 95D). À l'inverse, la côte occidentale de l'Écosse, bien qu'ayant une densité assez forte (Di2=158), se révèle peu fragmentée (b = 0,56) à l'instar des Kerguelen. Le Groenland et la côte ouest du Canada, y compris le sud de l'Alaska, sont « mésofragmentés » avec des valeurs proches de 0,6 pour l'exposant de Korčák (b) et des densités insulaires assez fortes de l'ordre de 300 îles/10 000 km². Il va de soi que dans le cas du Groenland, l'isostasie ne peut être que limitée tant que la masse de son inlandsis ne diminue pas drastiquement, ce qui pourrait se produire selon certains scenarii de changement climatique. La configuration des côtes andines patagoniennes s'apparente aux précédentes avec une densité légèrement plus forte (Di2 = 411) et une fragmentation plus faible (b=0,56).
## 2.16. Les îles volcaniques et trapps basaltiques

Les processus volcaniques nous concernent pour autant qu'ils ont une influence sur les caractéristiques des espaces insulaires et archipélagiques. Aussi ne seront abordés que les éléments géomorphologiques et géologiques ayant une influence directe sur la géographie des îles<fnref n="308" />. De façon générale, il faut distinguer les phénomènes locaux de type cône volcanique ayant un relief plus ou moins érigé ou arrondi en fonction de la viscosité du magma, de ceux des vastes coulées basaltiques liées à des fissures de la lithosphère, et qui se caractérisent par la formation de plateaux de plusieurs centaines de millier de km², dont la plaque du Deccan constitue le cas le plus typique. Les trapps basaltiques, du fait de la fluidité du magma, génèrent des surfaces tabulaires sur de vastes étendues, par exemple aux Kerguelen, en Islande et dans l'archipel Penghu au large de Taiwan. Pour les volcans, en fonction de la fluidité des laves, qu'elles soient andésitiques ou basaltiques, les coulées vont générer des formes amples, arrondies et peu pentues comme c'est le cas pour les volcans de points chauds, ou des cônes plus pointus avec forte pente. En raison du relief, les seconds seront sujets à des effondrements importants (îlot de Ball's Pyramid au large de Lord Howe), alors que les premiers évolueront de façon progressive sous l'effet de l'érosion et de la subsidence postéruptive (Hawaï, Comores, Mascareignes, ligne Bioko-Annobon). Les volcans au profil surbaissé sont liés aux processus éruptifs intraplaques alors que les cônes volcaniques seront davantage associés aux zones de subduction (îles de la Sonde) ou à des failles transformantes (Açores, Saint-Paul et Amsterdam).

Fait est que la majorité des îles volcaniques se localisent dans la zone comprise entre 33° N et 33° S et permettent ainsi le développement de colonies madréporiques de subsurface responsables de l'apparition de récifs-barrières et de récifs frangeants pouvant être partiellement émergés sous la forme d'îles basses (ou motus) formées de sables coralliens (Figure 96). Nous avons vu que les espaces insulaires à fjords étaient peu ou prou associés à des phénomènes de RIPG générant des kyrielles d'îlots plus petits que ceux issus du découpage par les langues glaciaires. La plupart des volcans insulaires intertropicaux sont associés le long de leurs côtes à des formations récifales et des mangroves qui vont modifier la dynamique du littoral. À l'instar des côtes à fjords et RIPG, les paysages insulaires associant de hautes îles volcaniques avec des îles basses coralliennes sont polygéniques en combinant deux types de formation de nature totalement différentes et composant des structures géographiques fort contrastées tant en matière de taille, de relief et de forme. Au même titre que les volcans sont des reliefs « postiches » d'origine magmatique venant coiffer leur socle continental ou océanique, les formations coralliennes d'origine madréporique se surimposent à la périphérie des premiers composants. On a donc un double empilement de deux processus insularogènes ayant des évolutions géomorphologiques spécifiques, même si celle des seconds dépend de celle des premiers. De même, le relief volcanique est contraint par la dynamique de son socle lithosphérique et des mouvements des plaques tectoniques et des courants de convection de l'asthénosphère. De cet empilement de processus d'échelles temporelle et spatiale variables résulte une infinité de conditions lithologiques, morphostructurales, tectoniques et géomorphologiques, de telle sorte que chaque île volcanique, notamment lorsqu'elle est associée à des formations coralliennes, peut se prétendre unique et créer un nuancier subtil de paysage.

<footnote n="308">³⁰⁸ Sur la typologie des volcans et trapps, se reporter au *Précis de géomorphologie* de Max Derruau (1965, pp. 269-304).</footnote>
<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>Figure 96 : Îles volcaniques ou d'origine volcanique et zone corallienne entre 33° N et 33° S.</figcaption></figure>

Trois exemples d'archipels volcaniques viendront illustrer cette diversité en fonction de la présence ou de l'absence de formations coralliennes. Celui de la Nouvelle-Géorgie et de ses terres voisines aux Salomon comporte à la fois une grande île résultant de la coalescence de trois volcans (mainland Nouvelle-Géorgie), plusieurs îles monovolcaniques (Kolombangara, Ngattokae) ainsi qu'un cortège d'îlots associé aux récifs frangeants autour du mainland (Figure 97A). Les archipels des Galapagos et des Açores sont peu ou pas associés à des formations madréporiques, ainsi que l'attestent leurs cortèges réduits d'îlots dispersés entre les grandes terres (Figure 97B et C). La densité Di2 est de 164 îles/10⁴ km² pour le groupe insulaire de la Nouvelle-Géorgie, une des valeurs les plus fortes observées pour un ensemble volcanique océanique, tandis que celle des Galapagos et des Açores n'est que de 19 et 10 îles/10⁴ km². L'analyse comparative des distributions SN pour ces trois entités volcaniques montre qu'il existe une différence importante entre le dispositif statistique de la Nouvelle-Géorgie et les Açores. Pour ce qui est des îles de Salomon, sous climat équatorial, les îles monovolcaniques (10<S<500 km²) sont hypofragmentées (b=0,32) alors que les fragments insulaires plus petits (0,06<S<10 km²) présentent une mésofragmentation (b=0,63≈0,6) pour l'essentiel issue des récifs-barrières, des récifs frangeants et d'îlots intralagonaires. Le cas de l'archipel central des Açores présente une distribution bien plus erratique avec une absence de fragments insulaires compris entre 0,25 et 65 km² qui, combinée à un faible échantillonnage des superficies avec seulement 12 îles, n'autorise pas le calcul d'une loi de distribution significative. Les quelques îlots ne sont que des chicots rocheux sans trace de coraux du fait de la latitude. La distribution des tailles insulaires du groupe central des Galapagos se signale par une notable ressemblance avec celle observée sur la Nouvelle-Géorgie : hypofragmentation pour les fragments volcaniques compris entre 0,5 et 1 000 km² (b=0,28) et mésofragmentation entre 0,06 et 0,5 km² (b=0,63≈0,6). La différence entre ces deux ensembles insulaires tient à la valeur du seuil entre les grandes îles et leurs cortèges de fragments plus petits qui sont de 10 km² pour la Nouvelle-Géorgie et 0,5 km² pour les Galapagos. S'il est clair que ces dernières ne disposent pas de récifs-barrières ou de récifs frangeants du fait des eaux froides de la dérive équatoriale du courant de Humboldt, elles comportent en revanche quelques îlots coralliens<fnref n="309" /> dont la fonction de distribution est

<footnote n="309">³⁰⁹ Les quelques récifs coralliens des Galapagos ont un intérêt scientifique car la courantologie particulière et le faible impact anthropique en font des sites expérimentaux idéaux pour étudier les effets potentiels du changement climatique et des oscillations</footnote>
identique à celle de la Nouvelle-Géorgie.

<figure><img src="image_82.png" /></figure>

<figure><img src="image_83.png" /><figcaption>Figure 97 : Comparaison d'archipels volcaniques en fonction des densités insulaires (Di2) et de l'exposant de Korčák (b).</figcaption></figure>

(A) Géologie de la Nouvelle-Géorgie<fnref n="310" /> avec grandes îles volcaniques et îlots coralliens.

(B) Groupe central de l'archipel des Galapagos avec quelques îlots, dont certains coralliens.

(C) Archipel du groupe central des Açores sans îlots coralliens.

(D) Courbes NS et exposants de Korčák « par morceaux » appliqués aux trois archipels.

Sur ces exemples, le fait que la fonction doive être calibrée par classes de superficie s'impose de lui-même, si bien que l'ajustement « par morceaux » apparaît comme une évidence dans la simulation de la Figure 38. Il faut rappeler que le même phénomène a déjà été observé précédemment dans des contextes et à des échelles diverses : au Vanuatu (Voir Figure 31), dans la Baltique et en Méditerranée (Figure 37), sur les littoraux du sud de la Chine

<footnote>des températures océaniques sous l'effet du phénomène ENSO/ENOA (cf. expédition de la Khaled bin Sultan Living Oceans Foundation en partenariat avec l'Université de Miami sur le site de la Living Oceans Foundation).</footnote>

<footnote n="310">³¹⁰ Geological map of the British Solomon Islands, Department of Geological Survey, British Solomon Islands Protectorat. Crown copyright, 1969.</footnote>
(Figure 109A), pour les cordons littoraux du sud du Texas (Figure 93C), au sud-ouest de l'Islande (Figure 95D) et en Nouvelle-Géorgie (Figure 97D). L'examen d'autres archipels volcaniques permet de penser que ce phénomène de « multidistribution » des tailles de fragments insulaires s'avère suffisamment fréquent et homogène pour qu'il ne soit dû qu'à un biais d'échantillonnage ou à un contexte morphotectonique particulier, notamment à l'échelle de la Macaronésie (Figure 98A). Le triptyque statistique se compose de grandes îles hyperfragmentées (S>200 km², b=1,2), d'une classe d'îles intermédiaires fortement hypofragmentées (0,3<S<200 km²) et de petites îles hypofragmentées (S<0,3 km², b=0,41). Une distribution analogue est également sensible à l'échelle des archipels des Açores, des Canaries et du Cap-Vert. L'ensemble macaronésien, comme les archipels qui le composent, est entièrement composé de stratovolcans associés à des points chauds et sans îlots coralliens, y compris le Cap-Vert (Figure 98B) posé sur la partie océanique de la plaque africaine à l'est de la dorsale médioatlantique. On peut donc à bon droit parler d'un type archipélagique macaronésien caractérisé par une polyfragmentation en trois classes de superficie et par une densité insulaire d'ensemble de 8,5 îles/10⁴ km² proche de celle des principaux archipels (Açores 8,6, Canaries 7,8 et Cap-Vert 9,1). On peut évoquer une similitude de la distribution en « trois segments » de l'archipel de Nouvelle-Géorgie avec un « replat intermédiaire » pour les îles comprises entre 10 et 400 km² (Figure 97D), de même que pour le Vanuatu, entre 50 et 200 km² (Voir Figure 31), bien que ces deux archipels comportent un panache de petits fragments coralliens importants responsables de leurs plus fortes densités, respectivement 164 et 21 îles/10⁴ km². En élargissant l'analyse à d'autres domaines insulaires volcaniques, la même structure statistique se rencontre dans des contextes assez variés (Figure 98B), dans l'Atlantique (Ligne Bioko-Annobon), dans la Caraïbe (arc interne des Petites Antilles au nord des Grenadines), dans le Pacifique (Hawaï, Mariannes, grande et petites Samoa), dans l'océan Indien (Comores, Mascareignes) et même dans la zone périanterctique (Crozet). À l'instar du segment statistique pour les petits fragments insulaires inférieur à 1 ou 10 km², les densités signalent la présence ou l'absence d'îlots coralliens, de récifs-barrières ou frangeants intralagonaires confondus (Figure 98C) :

- Densités faibles $Di2<15$ îles/10⁴km² avec peu ou pas de formations coralliennes émergées : Mariannes (7,8), Bioko-Annobon (12,2), Crozet (12,2), Samoa (12,7);

- Densités moyennes $15<Di2<30$ îles/10⁴km² avec quelques îlots coralliens : Hawaï (15,4 surtout dans à l'ouest de l'archipel), Mascareignes (15,4 surtout autour de Rodrigues), Comores (19,3 surtout à Mayotte), Vanuatu (21,3), Petites Antilles (28);

- Densités fortes $Di2>30$ îles/10⁴km² pouvant dépasser 100 comme dans le cas extrême de la Nouvelle-Géorgie (164) comportant d'innombrables formations coralliennes émergées principalement autour du mainland, y compris des îles dépassant 10 km².

Étant donné qu'il existe une loi de taille des fragments assez constante pour les archipels de type macaronésien, il est possible d'établir un indice simple faisant le rapport entre la fréquence des fragments inférieurs à 1 km² et ceux supérieurs à 100 km². Les premiers peuvent être soit les ultimes chicots rocheux d'anciens volcans érodés soit des récifs coralliens émergées. Cet indice $PiGi$ rend compte de l'importance relative des petits fragments par rapport aux grands. Il est faible ($PiGi<3$) pour l'ensemble macaronésien, Crozet et les Mariannes qui ne comportent pas d'îlots coralliens. Il est de l'ordre de 5 pour la plupart des autres archipels à l'exception de Hawaï et des Petites Antilles où il est proche de 9. Le même indice appliqué à la Nouvelle-Géorgie donne une valeur de 40 signalant ainsi l'importance des formations coralliennes dans la composition géographique de cet archipel dont les îles
principales sont volcaniques. À titre anecdotique, nous citerons la chaîne de stratovolcans de l'archipel des Balleny au large de l'Antarctique. Elle comporte trois grandes terres de plus de 15 km², seulement cinq fragments insulaires de 1 à 5 km² et aucun en-dessous de 1 km². Il apparaît donc « macaronésien » et sans aucun doute possible indemne de toute interférence avec des formations madréporiques puisqu'il est au niveau du cercle polaire antarctique. On notera que la gamme de superficie des îles Balleny est proche de celle des Crozet.

L'interprétation géomorphologique du type macaronésien s'avère délicate car il inclut à la fois des stratovolcans (Macaronésie, Balleny) et des volcans boucliers (Hawaï, Mascareignes) souvent associés à des points chauds sous des plaques océaniques créant des alignements insulaires (Hawaï, Bioko-Annobon, Comores, Mascareignes, Crozet, Balleny) ou des « clusters » (Macaronésie, dont plusieurs pour les Açores). Dans le cas des archipels présentant un alignement, il résulte du déplacement de la plaque au-dessus d'un point chaud stable une gradation dans l'évolution des parties émergées reflétant l'ancienneté de la phase éruptive : Hawaï, Bioko-Annobon, Comores, Mascareignes, Samoa. Les îles les plus anciennes, fort érodées, sont de petite taille et souvent associées à des formations coralliennes enserrant un lagon (Rodrigues, Mayotte, nord des îles Mariannes, ouest de l'archipel hawaïen), l'ultime étape pouvant être celle d'un atoll ne présentant plus aucun affleurement de roches volcaniques. Les îles les plus récentes sont les plus étendues, les plus élevées, de forme plus ou moins circulaire (Big Island à Hawaï, la Réunion, Grande Comore, Bioko). À ces dynamiques géotectoniques intraplaques se joignent des arcs insulaires positionnés le long de lignes de contact entre les plaques comme c'est le cas pour les Mariannes et les Petites Antilles. Le fait qu'il y ait « convergence évolutive » des paysages insulaires dans des contextes géodynamiques aussi différents s'avère *a priori* surprenant. Avant d'émettre des hypothèses, il apparaît utile d'analyser d'autres structures archipélagiques d'origine volcanique afin de mieux cerner la sensibilité des résultats fournis par les méthodes utilisées pour aller plus avant dans leur interprétation.

Les plus grandes terres insulaires partiellement ou totalement volcaniques ne seront que mentionnées du fait qu'elles ont un caractère exceptionnel et sont en quelque sorte des « monstres statistiques »<fnref n="311" /> dont le poids reste marginal par rapport à un large échantillonnage : Sumatra, Java, Philippines, Islande, île du Nord en Nouvelle-Zélande), grandes îles japonaises (à l'exception de Shikoku), Sicile. Hormis ces dernières, les autres terres insulaires volcaniques de taille notable se situent dans les petites îles de la Sonde, à Sunbawa (14 600 km²), Florès (14 180 km²), Bali (5471 km²) et Lombok (4680 km²) (Figure 99A). Comme observé dans le cas de l'archipel de Nouvelle-Géorgie, la carte géologique de Sumbawa et de Lombok montre que plus une île est étendue plus sa lithologie devient complexe en juxtaposant des terrains magmatiques plus ou moins anciens avec d'autres types de roches telles que les altérites, consécutives à la météorisation et à l'érosion des volcans, les calcaires coralliens et les formations alluvionnaires récentes (Figure 99B). Leur paysage est donc polygénique.

<footnote n="311">³¹¹ Les « monstres statistiques » sont fréquents en géographie : l'Ancien Monde par rapport à l'archipel monde, l'océan Pacifique au regard des autres océans et mers, l'Himalaya par rapport autres massifs montagneux, la superficie de la Russie (et plus encore de l'ex-URSS) comparée aux autres pays, les populations indiennes et chinoises en démographie par pays, etc.</footnote>
<figure><img src="image_84.png" /></figure>

<table><caption>Figure 98 : Courbes NS pour divers archipels volcaniques de type « macaronésien ».</caption><thead><tr><th rowspan="2">C</th><th rowspan="2">Archipel<br>volcanique de<br>type "macaronésien"</th><th rowspan="2">Îles<br>Corail<br>liennes</th><th colspan="3">Superficie</th><th rowspan="2">Nombre<br>îles<br>Ni en km²</th><th rowspan="2">Densité relative<br>Di2=10000.Ni/(Sb-Si)<br>en îles/10000 km²</th><th colspan="2">% îles</th><th rowspan="2">Indice<br>Ratio PiGi<br>PI%/Gi%</th></tr><tr><th>Buffer 12 MM<br>Sb en km²</th><th>Îles<br>Si en km²</th><th>max île<br>Simax en km²</th><th>&lt; 1 km²<br>PI%</th><th>&gt; 100 km²<br>Gi%</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td>Canaries</td><td>Non</td><td>41 007</td><td>7 517</td><td>2 051</td><td>26</td><td>7,8</td><td>57,7</td><td>26,9</td><td>2,1</td></tr><tr><td></td><td>Açores</td><td>Non</td><td>27 902</td><td>2 394</td><td>767</td><td>22</td><td>8,6</td><td>59,1</td><td>31,8</td><td>1,9</td></tr><tr><td></td><td>Cap-Vert</td><td>Non</td><td>33 713</td><td>4 139</td><td>1 006</td><td>27</td><td>9,1</td><td>44,4</td><td>29,6</td><td>1,5</td></tr><tr><td></td><td><strong>Macaronésie</strong></td><td>Non</td><td><strong>102 621</strong></td><td><strong>14 050</strong></td><td><strong>2 051</strong></td><td><strong>75</strong></td><td><strong>8,5</strong></td><td><strong>53,3</strong></td><td><strong>29,3</strong></td><td><strong>1,8</strong></td></tr><tr><td></td><td>Mariannes</td><td>?</td><td>29 434</td><td>1 057</td><td>559</td><td>22</td><td>7,8</td><td>31,8</td><td>13,6</td><td>2,3</td></tr><tr><td></td><td>Crozet</td><td>Non</td><td>9 374</td><td>363</td><td>152</td><td>11</td><td>12,2</td><td>54,5</td><td>18,2</td><td>3,0</td></tr><tr><td></td><td>Bioko-Annobon</td><td>Oui</td><td>19 294</td><td>2 960</td><td>1 957</td><td>20</td><td>12,2</td><td>70,0</td><td>15,0</td><td>4,7</td></tr><tr><td></td><td>Samoa</td><td>Oui</td><td>19 669</td><td>3 093</td><td>1 730</td><td>21</td><td>12,7</td><td>52,4</td><td>9,5</td><td>5,5</td></tr><tr><td></td><td>Hawaï</td><td>Oui</td><td>72 951</td><td>16 909</td><td>10 531</td><td>86</td><td>15,4</td><td>81,4</td><td>9,3</td><td>8,8</td></tr><tr><td></td><td>Mascareignes</td><td>Oui</td><td>20 094</td><td>4 536</td><td>2 531</td><td>24</td><td>15,4</td><td>70,8</td><td>12,5</td><td>5,7</td></tr><tr><td></td><td>Comores</td><td>Oui</td><td>19 219</td><td>2 092</td><td>1 034</td><td>33</td><td>19,3</td><td>69,7</td><td>12,1</td><td>5,8</td></tr><tr><td></td><td>Petites-Antilles</td><td>Oui</td><td>34 130</td><td>4 804</td><td>1 469</td><td>82</td><td>28,0</td><td>63,4</td><td>7,3</td><td>8,7</td></tr><tr><td></td><td><strong>Autres archipels</strong></td><td>Oui</td><td><strong>224 164</strong></td><td><strong>35 815</strong></td><td><strong>10 531</strong></td><td><strong>299</strong></td><td><strong>15,9</strong></td><td><strong>66,9</strong></td><td><strong>10,4</strong></td><td><strong>6,5</strong></td></tr><tr><td></td><td><strong>TOTAL</strong></td><td></td><td><strong>429 407</strong></td><td><strong>63 916</strong></td><td><strong>2 153</strong></td><td><strong>449</strong></td><td><strong>12,3</strong></td><td><strong>53,5</strong></td><td><strong>11,8</strong></td><td><strong>4,5</strong></td></tr></tbody></table>

(A) Exposant de Korčák (b) pour différentes classes de superficie des îles macaronésiennes et courbes NS pour les archipels des Açores, des Canaries et du Cap-Vert.

(B) Courbes NS pour différents archipels apparentés au type macaronésien avec îlots coralliens (sauf pour les Crozet et probablement pour les Mariannes).

(C) Densités insulaires (Di2) et ratio (PiGi=Pi%/Gi%) entre les petites îles (Pi%, S<1km²) et les grandes îles (Gi%, S>100 km²) pour les archipels de type macaronésien.

À l'inverse, le cortège insulaire autour de ses mainlands insulaires est formé d'îlots que l'on peut considérer comme monogéniques : volcanisme récent pour Sangeang et Satonde (petit volcan adventif), anciennes roches volcaniques pour Rak, formation corallienne pour Moyo, Panjang et Saringi, dépôts alluvionnaires pour Lawang et Sulat. La comparaison des trois stratovolcans de la région, dont le Tambora, permet de définir l'échelle des édifices volcaniques qui sont l'élément structural déterminant des îles de la Sonde au sens large, y compris Java et la chaîne montagneuse occidentale de Sumatra. On notera en premier lieu qu'il n'y a pas de plateau continental, les profondeurs atteignant plus de 1 000 mètres à une centaine de kilomètres des côtes. Les deux édifices majeurs du Tambora sur Sumbawa et du Rinjani sur Lombok ont des diamètres du même l'ordre, soit environ 50 km. Leurs sommets
respectifs atteignent respectivement 2 850 et 3726 mètres avec des pentes radiales légèrement concaves comprises entre 10 et 25 %. L'altitude plus faible du Tambora s'explique par l'explosion en 1815 de son ancien cône, lequel devait avoir une altitude supérieure à 4 000 mètres en se basant sur la forme actuelle des anciennes planèzes, ce phénomène cataclysmique étant de même nature si ce n'est du même ordre que celui qui occasionna le déclin de la civilisation minoenne suite à l'éruption de l'île de Thera, l'actuelle Santorin, vers 1600 av. JC. En revanche, ce n'est que récemment qu'a été démontré que la caldeira de Samalas, associée au volcan Rinjani sur Lombok, a aussi donné lieu à un événement du même type en 1257 (Lavigne & al., 2013). Ces exemples illustrent le caractère brusque et discontinu du démantèlement des stratovolcans lorsqu'on les compare à ceux des volcans boucliers qui se fait essentiellement par érosion progressive des reliefs et affaissement postéruptif de l'ensemble de l'édifice. L'île volcanique de Sangeang (155 km²), qui culmine à près de 2 000 mètres, n'est que la partie émergée d'un cône dont la base se situe vers -500 mètres, ce qui devrait correspondre à un cône de volume et de hauteur comparable aux précédents. Au nord de Sumbawa, les affleurements de la grande île tabulaire de Moyo (340 km²) sont principalement des formations coralliennes. Seul son centre voit affleurer des terrains volcaniques anciens. L'examen détaillé de la géomorphologie de certaines îles et îlots de l'arc des îles de la Sonde permet de mieux cerner la complexité qui les caractérise bien qu'elles se situent dans un même contexte morphotectonique de subduction d'une plaque océanique. Ce point doit être présent à l'esprit quand des méthodes statistiques sont utilisées.

<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>Figure 99 : Chaîne de stratovolcans des petites îles de la Sonde.</figcaption></figure>

(A) Localisation des volcans actifs.

(B) Géologie simplifiée des îles Lombok et Sumbawa
(adaptée de Mangga & al., 1994 et de Kant & al., 2012).

En comparant les « guirlandes » des trois grands arcs insulaires des Kouriles et des Aléoutiennes avec les petites îles de la Sonde, il apparaît que chacune présente des particularités. Les Kouriles sont régulièrement espacées et de taille assez semblable sur les 1 200 km entre Hokkaïdo et le Kamchatka (Figure 100A). Les Aléoutiennes voient leur taille diminuer et leurs terres s'espacer depuis l'Alaska vers l'ouest sur 1 700 km (Figure 100B).
L'arc des petites îles de la Sonde avec ses prolongements volcaniques orientaux a une forme d'hameçon qui voit décroitre la superficie et augmenter la distance entre les fragments insulaires vers l'est sur une longueur de 2400 km (Figure 100C). Des volcans actifs s'égrènent de façon régulière sur ces trois régions. Certains d'entre eux créent des îles circulaires au relief marqué d'environ 150 km² et 2000 mètres d'altitude, soit des formes coniques de 7 km de rayon avec une pente longitudinale de 30 % typique de la partie supérieure des versants des stratovolcans (Figure 100D). La densité insulaire Di2 de 13 îles/10⁴ km² des Kouriles est semblable à celles observées pour le type macaronésien défini ci-dessus. Les îles de la Sonde avec 29 îles/10⁴ km² ont une densité comparable aux Petites Antilles. Quant aux Aléoutiennes, elles se démarquent des précédentes par une densité bien plus forte de 56 îles/10 000 km², ce qui en fait un cas intermédiaire entre les faibles densités macaronésiennes (~10 îles/10⁴ km²) et les latitudes périarctiques (≥100 îles/10⁴ km²). Les courbes NS distinguent clairement la distribution des îles de la Sonde des deux autres arcs insulaires (Figure 100E). Elle reste homogène sur l'ensemble du spectre de superficie depuis 0,06 jusqu'à 14 000 km² avec un exposant de Korčák (b) de 0,38 qui dénote une hypofragmentation sensiblement inférieure à la tendance mondiale (b = 0,61 voir Figure 26) et même à la valeur obtenue pour l'ensemble de l'Indonésie (b = 0,48 voir Figure 32). Cette hypofragmentation s'avère cependant du même ordre que celle de l'archipel du Vanuatu majoritairement composé d'îles volcaniques (b=0,33, voir Figure 31).

Le dispositif statistique des Kouriles et des Aléoutiennes n'est pas sans rappeler celui du domaine macaronésien. Dans les deux régions, une rupture de pente ou *knickpoint* permet de distinguer les fragments les plus petits. Ces seuils s'observent vers 0,4 km² pour les Kouriles et 0,25 km² pour les Aléoutiennes. Ces deux *knickpoints* pour les magnitudes insulaires comprises entre 0,1 et 1 km² se révèlent tout à fait comparables à ceux qui avaient été déterminés pour divers archipels de type macaronésien avec un seuil de 0,3 km² : Hawaï, Petites Antilles, Comores et Bioko-Annobon (voir Figure 98B). Ces derniers sont intertropicaux avec des cortèges d'îlots (S<0,3 km²) essentiellement récifaux. Dans le cas des Kouriles et des Aléoutiennes pour la même classe d'îlots, l'interprétation suppose des phénomènes comparables à ce qui a été observé dans les régions périarctiques, à savoir un découpage par les glaciers ou un RIPG voire une combinaison des deux. L'importance de ces processus serait particulièrement nette sur les Aléoutiennes puisque l'exposant de Korčák est de 0,98 pour S<0,3 km². Ce seuil de surface est du même ordre pour diverses régions à des latitudes comparables : Baltique (b=0,89, Figure 37), archipel Aaland (b=1,01, Figure 87) et côte sud-ouest de l'Islande (b=1,18, Figure 94). Ces trois ensembles étant affectés par un RIPG, l'hypothèse est que le même phénomène serait responsable de l'apparition d'îlots notamment aux Aléoutiennes et dans une moindre mesure aux Kouriles. La partie orientale des Aléoutiennes depuis le mainland de l'Alaska jusqu'à Tanaga a bien été occupée par une digitation de l'inlandsis nord-américain alors que les Kouriles n'ont connu qu'un englacement partiel sous forme de calottes aux sommets. Enfin, le découpage des côtes par des fjords est clairement identifiable sur quelques Aléoutiennes (Unalaska, Atka, Adak, Amlia) alors qu'il n'y en a pas trace aux Kouriles. Un second *knickpoint* apparaît vers 150 km² pour les Aléoutiennes de sorte que cet archipel s'apparente clairement au type macaronésien. Pour les deux archipels, on note que les îles d'une superficie supérieure à 150 km² ont une forme allongée dans le sens du grand axe de leurs arcs insulaires, au même titre, d'ailleurs, que les petites îles de la Sonde. Elles sont partiellement formées d'un socle magmatique plus ancien sur lequel se sont développés les reliefs postiches de volcans plus récents, dont certains encore actifs. C'est vers 150 km² que se rencontrent le plus fréquemment les cônes volcaniques élémentaires formant des îles subcirculaires (diamètre≈14 km) plus ou moins érodées en
fonction de l'ancienneté des dernières phases éruptives. Le degré de festonnement de la côte en est un bon indicateur lorsqu'on compare le littoral régulier de Sangeang (petites îles de la Sonde) à celui plus découpé de Great Sitkin (Aléoutiennes). Le rivage d'Atlasova possède un tracé intermédiaire par rapport aux précédents (Figure 100D). D'autres îlots volcaniques plus ou moins circulaires ont des diamètres compris entre 2 et 15 km (superficie S de 3 à 177km²) dans les trois arcs insulaires considérés, notamment dans la partie centrale des Aléoutiennes, le nord des Kouriles et l'est des petites îles de la Sonde. La particularité principale des Kouriles est que sa fonction de distribution s'ajuste au mieux selon une loi logarithmique pour les fragments insulaires supérieurs à 0,4 km², ce qui n'est pas le cas pour les Aléoutiennes et encore moins pour les petites îles de la Sonde. Le fait est d'autant plus surprenant qu'il est identique à ce qui avait été déterminé pour les îles alluvionnaires de la Frise (Voir Figure 93C), donc dans des contextes totalement différents. Pour les îles de la Sonde, la fonction puissance est satisfaisante pour l'ensemble du spectre depuis 0,06 km² jusqu'à 14 000 km². Pour la configuration aléoutienne, elle est typiquement celle d'un ajustement par morceaux avec des fonctions se conformant au dispositif de type macaronésien. Comme dans le cas des îles frisonnes et pour les mêmes raisons, il n'est pas possible de donner une interprétation du particularisme statistique des Kouriles.

<figure><img src="image_86.png" /><figcaption>Figure 100 : Arcs insulaires volcaniques avec stratovolcans actifs.</figcaption></figure>

(A) Kouriles (Russie). (B) Aléoutiennes (Alaska, États-Unis). (C) Petites îles de la Sonde (Indonésie). (D) Courbes N pour les trois régions, dont fonction de distribution pour les petites îles de la Sonde et pour les Kouriles. Certaines îles et îlots sont monogéniques : cônes volcaniques pour Great Sitkin, Sangeang et Atlasova, coralliennes pour Moyo, Medang et Pandang, roches volcaniques anciennes pour Rak, alluvions actuels pour Sulat, cratère adventif pour Satonde (voir Figure 99B).

Les arcs insulaires, qu'ils soient des stratovolcans de type Petites Antilles ou des volcans-boucliers type Hawaien, ont en commun d'être contraints par l'échelle de leur forme et l'espacement entre les terres principales. Il en résulte des densités faibles comprises entre
10 et 20 fragments insulaires pour 10 000 km², ce qui revient à une distance interîles de 30 km. Cette estimation peut être comparée à celle obtenue en divisant le nombre de volcans actifs par la longueur des arcs insulaires, ce qui donne 72 km pour les petites îles de la Sonde, 41 km pour les Aléoutiennes et 27 km pour les Kouriles. Ces mêmes valeurs pour les « clusters » insulaires de Macaronésie sont de 30 km pour les Açores, 35 km pour le Cap-Vert et 100 km pour les Canaries. Il y a donc adéquation entre la densité insulaire des grandes terres et la distance interinsulaire. Ce constat fait écho au modèle conceptuel de « mésoéchelle » de la Figure 86B, les topographies volcaniques ayant une « longueur d'onde » de 30 km pour une « amplitude » de quelques milliers de mètres. Cette métrique liée aux processus magmatiques interfère avec celle qu'imposent des formes de taille plus réduites que l'on peut assimiler au « microrelief » du modèle conceptuel (Voir Figure 86C). Il s'agit de processus morphogéniques de type fjord voire RIPG pour les Aléoutiennes, de platiers coralliens pour les îles de la Sonde, de récifs-barrières pour la Nouvelle-Géorgie. Leur longueur d'onde est d'ordre kilométrique pour une amplitude hectométrique. On notera que ces processus dépendent de la zonalité morphoclimatique et non de la géotectonique. Le microrelief, lorsqu'il est important, se traduit par de nombreux îlots qui vont modifier la fonction de distribution et la densité insulaire. L'interférence entre des formes de terrain et des processus morphogéniques d'échelle bien différentes peut se traduire par la présence de *knickpoints* dans les courbes NS (Figure 101A) pour le type macaronésien. Quand les formes sont monogéniques (nord de la Baltique) ou au contraire s'avèrent polygéniques avec des reliefs issus de l'action de multiples processus, la distribution des superficies tend à être homogène sur une large gamme d'échelles, comme c'est le cas pour le type des petites îles de la Sonde (Figure 101B). Il faut noter que cette uniformité de la distribution s'observe à l'échelle de tous les fragments insulaires de l'archipel monde du fait qu'elle intègre tous les types de structure insulaire de la planète (Voir Figure 28). À ces deux types principaux, il est possible d'ajouter celui observé sur l'arc insulaire des Sandwich du Sud et de l'archipel des Lipari, qui s'apparentent au type macaronésien mais à une échelle spatiale bien moindre (Figure 101C). La comparaison des courbes NS de la Figure 101D met en regard ces trois types de distribution statistique avec d'autres structures insulaires volcaniques déjà mentionnées. L'ensemble de l'archipel des Galapagos s'apparente au type macaronésien. Le cas du Vanuatu présente également quelque analogie avec ce dernier type mais s'en distingue par l'absence de rupture de pente pour les faibles superficies, ce qui tend à le rapprocher du type défini pour les petites îles de la Sonde. Bien que leur géographie et leur positionnement géotectonique diffèrent, les courbes SN des Sandwich du Sud et des Lipari s'avèrent remarquablement similaires quand bien même l'échantillonnage insulaire est faible dans les deux cas : 19 îles pour les premières, 13 pour les secondes.

Le tableau de la Figure 101E indique les densités insulaires des divers types d'archipels volcaniques. Les valeurs supérieures à 20 îles/10⁴km² sont dues à l'existence de petits fragments insulaires qui rendent compte des microreliefs de « haute fréquence » au sens de leur « longueur d'onde » et de leur amplitude, par exemple au niveau des diverses formations coralliennes émergées pour la Nouvelle-Géorgie, du découpage par les fjords et de l'exondation des reliefs sous-glaciaires des Aléoutiennes. Le tableau de la Figure 101F complète les courbes SN de la Figure 101D en permettant une comparaison plus précise des propriétés des trois classes de superficie spécifique au type macaronésien ou apparenté. La classe des grands fragments (S>K1) est hyperfragmentée puisque leur exposant de Korčák est supérieur à 0,6 voire à 1 (Macaronésie, Sandwich du Sud). La classe des petits fragments (S<K2) apparaît fort variable puisque les Galapagos et la Nouvelle-Guinée se démarquent des autres par une valeur de 0,63 pour l'exposant de Korčák, reflétant ainsi l'effet statistique
spécifique des formations coralliennes émergées. La classe intermédiaire entre les deux *knickpoints* (K2<S<K1), avec une valeur faible pour leur « pente statistique » (0,13<b<0,32), ne fait que rendre compte de la moindre fréquence des îles ayant une superficie comprise entre les deux seuils définis par les *knickpoints*. Dans le cas des Lipari, des Sandwich du Sud et des Canaries, cette classe peut être considérée comme lacunaire puisqu'elle ne contient pas ou peu d'îles.

<figure><img src="image_87.png" /></figure>

<table><thead><tr><th rowspan="2">E Archipel<br>volcanique</th><th colspan="2">Superficie</th><th rowspan="2">Nombre<br>îles<br>Ni</th><th rowspan="2">Densité<br>insulaire Di2<br>10000°Ni/(Sb-Si)</th></tr><tr><th>buffer 12 MM<br>Sb en km<fnref n="2" /></th><th>îles<br>Si en km<fnref n="2" /></th></tr></thead><tbody><tr><td>Canaries</td><td>41 007</td><td>7 517</td><td>26</td><td>8</td></tr><tr><td>Macaronésie</td><td>102 621</td><td>14 050</td><td>75</td><td>8</td></tr><tr><td>Sandwich du Sud</td><td>17 605</td><td>313</td><td>19</td><td>11</td></tr><tr><td>Lipari</td><td>6 881</td><td>125</td><td>13</td><td>19</td></tr><tr><td>Vanuatu</td><td>72 173</td><td>12 546</td><td>127</td><td>21</td></tr><tr><td>Galapagos</td><td>26 886</td><td>7 245</td><td>45</td><td>23</td></tr><tr><td>Petites îles de la Sonde</td><td>146 765</td><td>48 953</td><td>288</td><td>29</td></tr><tr><td>Nouvelle-Géorgie</td><td>23 537</td><td>5 207</td><td>333</td><td>182</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th rowspan="2">F Archipel<br>volcanique</th><th colspan="2">E. K.<sup>1</sup></th><th colspan="2">E. K.<sup>2</sup></th><th rowspan="2">E. K.<sup>1</sup><br>b1</th><th rowspan="2">E. K.<sup>2</sup><br>b2</th><th rowspan="2">Smax<br>km<fnref n="2" /></th><th rowspan="2">Type</th></tr><tr><th>Smin<br>km<fnref n="2" /></th><th>E. K.<sup>1</sup><br>b3</th><th>Knickpoint<br>K2 en km<fnref n="2" /></th><th>Knickpoint<br>K1 en km<fnref n="2" /></th></tr></thead><tbody><tr><td>Canaries</td><td>0,06</td><td>0,7</td><td>0,12</td><td>PP1<sup>3</sup></td><td>300</td><td>0,82</td><td>2 051</td><td>Mac<sup>2</sup></td></tr><tr><td>Macaronésie</td><td>0,06</td><td>0,41</td><td>0,3</td><td>0,13</td><td>220</td><td>1,2</td><td>2 051</td><td>Mac</td></tr><tr><td>Sandwich du Sud</td><td>0,06</td><td>0,39</td><td>0,4</td><td>PP1</td><td>13</td><td>1,04</td><td>111</td><td>SaS<sup>3</sup></td></tr><tr><td>Lipari</td><td>0,06</td><td>0,18</td><td>0,5</td><td>PP1</td><td>5</td><td>0,77</td><td>40</td><td>SaS</td></tr><tr><td>Vanuatu</td><td>0,06</td><td></td><td>b=0,29</td><td></td><td>300</td><td>0,96</td><td>4 070</td><td>Mac?</td></tr><tr><td>Galapagos</td><td>0,06</td><td>0,61</td><td>0,3</td><td>0,19</td><td>580</td><td>0,6</td><td>4 739</td><td>Mac</td></tr><tr><td>Petites îles de la Sonde</td><td>0,06</td><td></td><td></td><td>b=0,38</td><td></td><td></td><td>14 602</td><td>PIDLS<sup>4</sup></td></tr><tr><td>Nouvelle-Géorgie</td><td>0,06</td><td>0,63</td><td>10</td><td>0,32</td><td>500</td><td>PP1</td><td>2 091</td><td>PIDLS?</td></tr></tbody></table>

<caption>Figure 101 : Typologie des archipels volcaniques en fonction de la distribution des superficies des îles.</caption>

(A) Schéma du type macaronésien avec les trois classes de superficie, leur exposant de Korčák et leurs *knickpoints* (ruptures de pente).

(B) Idem pour le type petites îles de la Sonde.

(C) Cartes des Sandwich du Sud et des Lipari.

(D) Courbes SN pour les trois types et autres archipels (Sandwich du Sud et Lipari).

(E) Liste de quelques archipels volcaniques classés par ordre croissant de densité Di2.

(F) Exposants de Korčák (b) et des *knickpoints* pour différents types d'archipels volcaniques.

Le phénomène de lacune insulaire peut être interprété comme étant du même ordre que celui simulé précédemment à partir d'hypothèses théoriques élémentaires en combinant « mésorelief » et « microrelief » (Voir Figure 86). Le fait que l'analyse de plusieurs configurations réelles apparemment complexes et diverses soit cohérente avec un modèle virtuel simple démontre l'intérêt d'une approche mêlant intimement abstraction et observation. L'interprétation géomorphologique des lacunes insulaires suppose la prise en compte d'un facteur essentiel pour comprendre un « paysage insulaire » : le facteur temps. Sans entrer dans le détail de l'équilibre dynamique entre les formes de terrain et les processus qui les façonnent tout autant qu'ils en dépendent, on peut distinguer les phénomènes qui contribuent

<footnote n="1">¹ Exposant de Korčák (b)</footnote>

<footnote n="2">² Macaronésie</footnote>

<footnote n="3">³ Sandwich du Sud</footnote>

<footnote n="4">⁴ Petites îles de la Sonde</footnote>

<footnote n="5">⁵ Pas ou peu d'îles</footnote>
à la genèse des reliefs émergés (orogénèse tectonique, isostasie positive, régression marine, sédimentations, processus magmatiques) de ceux qui contribuent plus ou moins directement à leur disparition : isostasie négative, transgression marine, météorisation des roches, érosion sur les versants et par les rivières, érosion marine et côtière. Partant de ces éléments, il faut parvenir à comprendre comment l'évolution de groupes insulaires volcaniques aussi divers tant d'un point de vue pétrographique et tectonique que morphoclimatique a pu converger vers ce qui a été défini comme étant de type macaronésien<fnref n="312" />. L'hypothèse la plus cohérente pour tenter d'expliquer cette convergence évolutive est que, passé la phase éruptive contribuant à préserver les reliefs émergés, l'érosion et l'engloutissement des édifices doit être rapide en comparaison de la durée du phénomène volcanique. En raisonnant de façon probabiliste, ceci expliquerait que les fragments issus du démantèlement et de la dislocation des édifices originels soient statistiquement sous-représentés. Le phénomène d'affaissement progressif des volcans associés à des points chauds, notamment pour les volcans-boucliers, est bien connu et parfaitement illustré par les archipels hawaïen, comorien et des Mascareignes. De même, seule la lente subsidence du substrat volcanique explique la formation des atolls dont la couche corallienne repose sur des guyots dont la partie sommitale plate correspond à la partie arasée par l'érosion pendant la phase émergée du volcan. Trois facteurs principaux contribuent à faire disparaître la partie émergée des dômes ou des cônes magmatiques : importants glissements de terrain quand le relief est encore marqué, érosion qui tend à s'amortir avec le temps du fait de la diminution corrélatив des pentes, érosion des côtes qui, toutes choses égales par ailleurs, augmente du fait de la réduction de la taille de l'île et donc de la longueur relative du rivage<fnref n="313" />. La lacune insulaire procéderait donc d'une première phase de réduction rapide du volume émergé sans que la superficie diminue dans les mêmes proportions (cf. canyons de Tahiti), suivie d'une courte phase d'ennoiement terminal de la surface arasée (cf. îles volcaniques de faible relief) se traduisant par une réduction et une fragmentation des ultimes parties émergées. Cet aperçu succinct ne prend pas en considération le rôle protecteur des alluvionnements côtiers et des récifs coralliens face à l'action des courants côtiers et des vagues en particulier.

Contrairement à la multitude d'îles volcaniques, les archipels développés sur des trapps basaltiques ne se rencontrent que dans quelques cas : pour ne citer que les principaux, la Terre de François-Joseph dans l'Arctique russe, les Féroé entre l'Écosse et l'Islande, l'archipel Penghu entre Taiwan et la Chine continentale, et Kerguelen, déjà évoquée pour ses côtes à fjords. Ces exemples offrent une gamme de contextes morphoclimatiques assez complète. Ils se distinguent des précédents par leur relief tabulaire avec pour corollaire un rivage fait de falaises parfois impressionnantes comme aux Féroé. Un élément vient agrémenter ces paysages austères : ce sont les orgues basaltiques nés des conditions de refroidissement particulières des basaltes (Photo 3). Bien que la structure d'ensemble soit simple, des phénomènes tectoniques de fracturation résultant de horsts et de grabens en « touches de piano » (île de Penghu, cf. Juang & Chen, 1992 et Figure 102), ainsi que des phénomènes éruptifs secondaires (mont Ross aux Kerguelen), contribuent à donner à chaque archipel sa singularité qui se combine avec des processus morphoclimatiques contrastés.

<footnote n="312">³¹² Concernant l'évolution de la morphologie des volcans voir Lageat, 1994.</footnote>

<footnote n="313">³¹³ En supposant que la partie émergée reste circulaire dans la durée (superficie $S = \pi.R^2$ avec R le rayon) et que la quantité érodée soit proportionnelle à la longueur de la côte ($L = 2.\pi.R$), il advient que la longueur relative par rapport à la surface (soit l'indice côtier $Ic$ de François Doumenge, $L/S = 2/R$) augmente. Cela signifie qu'une île de 6 km de rayon aura une longueur de côte de $2/6 = 0,33 \text{ km}^2$ alors qu'elle sera de $2/0,5 = 4$ pour un îlot de $0,5 \text{ km}^2$, ce qui implique une érosion côtière potentiellement douze fois supérieure.</footnote>
Orgues basaltiques dit des "Mille Totems"

<figure><img src="image_88.png" /></figure>

Photo C. Depraetere, septembre 2014

<caption>Photo 3: Relief et modelé de type orgues basaltiques surl'île de Tongpan (桶盤嶼;) dans l'archipel Penghu (ou Pescadores)</caption>

Base de données Insulaires Mondiale

code II/CII : Code Insulaire International

Name/nom : nom usuel ou international

Area : superficie a partir de GSHHS

Perimeter : longueur de la côte a partir de GSHHS

Distance : distance au continent le plus proche
(en l'occurence l'Asie).

<table><thead><tr><th>Code<br>BC/CI</th><th>Island/île<br>Name/nom</th><th>Area<br>km²</th><th>Perimeter<br>km</th><th>Distance<br>km</th></tr></thead><tbody><tr><td>17880</td><td>P'eng-hu Tao (Hoko)</td><td>69,29</td><td>108,59</td><td>141,76</td></tr><tr><td>37460</td><td>Gypo (Fisher)</td><td>20,14</td><td>39,3</td><td>133,18</td></tr><tr><td>42680</td><td>Hakusa (Pehu)</td><td>15,22</td><td>29,02</td><td>134,28</td></tr><tr><td>124480</td><td>Hu-chin Yü</td><td>2,65</td><td>10,41</td><td>146,55</td></tr><tr><td>162960</td><td>Chung-t'un Yü (Table)</td><td>1,68</td><td>5,49</td><td>141,35</td></tr><tr><td>266140</td><td>Hsiao-men Yü (Shomon)</td><td>0,73</td><td>3,55</td><td>132,61</td></tr><tr><td>360870</td><td>T'ung-p'an Hsü (Tongpan)</td><td>0,44</td><td>2,98</td><td>145,09</td></tr><tr><td>381520</td><td>Conch (Torj)</td><td>0,40</td><td>2,93</td><td>141,96</td></tr><tr><td>411750</td><td>Ta-ts'ang Yü (Daiso)</td><td>0,35</td><td>2,47</td><td>138,9</td></tr><tr><td>425880</td><td>Yüan-pei Yü (Inkai)</td><td>0,33</td><td>2,2</td><td>140,95</td></tr><tr><td>536790</td><td>?</td><td>0,22</td><td>1,83</td><td>141,15</td></tr><tr><td>569980</td><td>Pai-sha Yü (Sable)</td><td>0,20</td><td>1,9</td><td>140,97</td></tr><tr><td>574500</td><td>?</td><td>0,20</td><td>1,8</td><td>156,53</td></tr><tr><td>588550</td><td>Teicho Island</td><td>0,19</td><td>1,77</td><td>148,21</td></tr><tr><td>651580</td><td>Ch'u-kua Hsü</td><td>0,16</td><td>1,63</td><td>139,05</td></tr><tr><td>769030</td><td>Chin Yü</td><td>0,12</td><td>1,48</td><td>134,83</td></tr><tr><td>860510</td><td>?</td><td>0,10</td><td>1,22</td><td>146,58</td></tr><tr><td>967210</td><td>Ssu-chiao Yu</td><td>0,08</td><td>1,09</td><td>143,11</td></tr><tr><td>968710</td><td>Ta-yang Yu</td><td>0,08</td><td>1,16</td><td>142,55</td></tr><tr><td>1025570</td><td>?</td><td>0,07</td><td>1,03</td><td>143,55</td></tr><tr><td>1026170</td><td>Mao-ssu Yü</td><td>0,07</td><td>1,1</td><td>141,93</td></tr><tr><td>1089830</td><td>?</td><td>0,07</td><td>1,03</td><td>142,76</td></tr><tr><td>1090940</td><td>Niu-mu-chien Yu</td><td>0,07</td><td>1,11</td><td>143,78</td></tr><tr><td>1165700</td><td>Ku-chia Chiao</td><td>0,06</td><td>0,91</td><td>151,53</td></tr><tr><td>1171280</td><td>Ssu-chiao Yu</td><td>0,06</td><td>0,91</td><td>143,26</td></tr><tr><td>1258570</td><td>Chuton</td><td>0,05</td><td>0,86</td><td>143,63</td></tr><tr><td>1259550</td><td>Yen-ch'ing Yü</td><td>0,05</td><td>0,86</td><td>143,26</td></tr><tr><td>1261620</td><td>T'u-ti-kung Yu</td><td>0,05</td><td>0,9</td><td>132,71</td></tr><tr><td>1357500</td><td>Hai-wei-p'ing Yü</td><td>0,04</td><td>0,78</td><td>141,69</td></tr><tr><td>1368080</td><td>?</td><td>0,04</td><td>0,77</td><td>138,38</td></tr><tr><td>1369560</td><td>Saha Island</td><td>0,04</td><td>0,79</td><td>154,82</td></tr><tr><td>1370050</td><td>Shun-feng Chiao</td><td>0,04</td><td>0,8</td><td>132,44</td></tr><tr><td>1459660</td><td>Ting-tiao Yu</td><td>0,04</td><td>0,73</td><td>147,84</td></tr><tr><td>1467480</td><td>Kutsuso Island</td><td>0,04</td><td>0,72</td><td>139,65</td></tr><tr><td>1471820</td><td>Pi-t'ou Chiao</td><td>0,03</td><td>0,72</td><td>136,39</td></tr></tbody></table>

Île de
Tongpan

<figure><img src="image_89.png" /><figcaption>Figure 102 : île de Tongpan, archipel Penghu à Taiwan (souce BIM 2019)</figcaption></figure>
Les cartes des Figure 103A à D illustrent la diversité géographique des archipels développés sur des trapps. Au pavage insulaire régulier et espacé de la Terre de François-Joseph s'oppose l'imbrication de l'ensemble féroïen, la dispersion des fragments de Penghu, la masse festonnée de fjords aux Kerguelen. L'empreinte glaciaire se traduit par le découpage et le laniérage du rivage et s'effectue selon des modalités différentes sur l'archipel polaire de l'archipel François-Joseph, les Féroé aux latitudes subarctiques et aux Kerguelen à la périphérie du continent antarctique dans les cinquantièmes hurlants. Quant aux îles Penghu, elles sont associées à des formations coralliennes en particulier dans le sud de l'archipel.

Les distributions statistiques de la Figure 103 rendent compte de cette diversité si ce n'est que les Kerguelen et Penghu suivent des fonctions d'ajustement semblables alors qu'elles appartiennent à des domaines morphoclimatiques fort différents (b proche de 0,5 dans les deux cas sur l'ensemble du spectre statistique). La Terre de François-Joseph montre de façon claire un *knickpoint* autoure de 300 km², soit une caractéristique observée sur les archipels de type macaronésien. Cette coïncidence s'avère d'autant plus étonnante que l'environnement de cet archipel au rude climat polaire et sa géologie n'ont que peu de chose à voir avec la Macaronésie. Enfin, à l'instar des îles frisonnes et des Kouriles, la hiérarchisation de la superficie des fragments insulaires de l'archipel des Féroé s'ajuste sur une distribution de type logarithmique. L'existence d'un « particularisme logarithmique » dans des espaces aussi divers permet d'écarter la thèse monogénique au profit d'une convergence évolutive qui, sans être explicative, peut servir de base à la réflexion. Le fait que le phénomène soit observé sur des échantillonnages insulaires conséquents et uniformément répartis (20 pour les îles frisonnes, 71 pour les Kouriles, 28 pour les Féroé) suggère que cela n'est pas dû à un hasard statistique mais procède d'un mode de fragmentation spécifique aux espaces archipélagiques considérés.

En résumé, pour ce qui est des îles d'origine magmatique, leur localisation est liée à la dynamique des points chauds de l'asthénosphère et à la géotectonique d'ensemble de la lithosphère. Elles sont, de facto, réparties sur toutes les latitudes, et sont soumises à des conditions morphoclimatiques allant du type polaire (Terre de François-Joseph) au type équatorial (îles de la Sonde). Cette azonalité fait que la géomorphologie de ces îles est autant influencée par leur pétrographie que par les processus morphogéniques zonaux. Ainsi les Kerguelen sont à la fois représentatives d'un relief de trapps basaltiques et d'un modelé postglaciaire fjordisé. De même, l'archipel de Nouvelle-Géorgie est manifestement composé de stratovolcans plus ou moins anciens tout en étant l'hôte de multiples processus récifaux responsables de la formation de myriades d'îles et d'îlots coralliens. Force est de constater que, de la combinaison de facteurs géologiques et climatiques passés et présents, naissent des compositions insulaires variées pour celles d'origine magmatique.
<figure><img src="image_90.png" /><figcaption>Figure 103 : Archipels formés de trapps basaltiques.
(A) Terre François-Joseph (Russie). (B) Kerguelen (France).
(C) Féroé (Danemark). (D) Penghu (Pescadores, Taiwan).
(E) Courbes NS et fonctions d'ajustement puissance $N = a.S^b$ pour Penghu, Kerguelen et François-Joseph ou fonction logarithme $N = a.Ln(S)+b$ pour les Féroé.</figcaption></figure>

Tout comme les contextes postglaciaires ont engendré des paysages insulaires spécifiques dans les zones péripolaires et tempérées froides, la zone corallienne tropicale et subtropicale génère des structures archipélagiques qui lui sont propres tant dans leur géographie d'ensemble que dans la forme des îles et îlots qui les composent.

## 2.17. Les îles coralliennes

Notre intérêt ne portera que sur les formations madréporiques émergées et donc non fonctionnelles qui sont pour partie formées de bancs de sable corallien, notamment les *motus* des atolls. Bien que partageant la même origine, les trames insulaires de ce type d'îles se révèlent particulièrement variées. Trois grands types de structure peuvent être définis sur une base strictement géographique :

- Les archipels composés de grandes terres plates (ou platiers) associés à un cortège de récifs plus ou moins importants, dont les Bahamas et Turques-et-Caïques sont le meilleur exemple (Figure 104A). Quand l'épaisseur des accumulations coralliennes exondées dépassent quelques dizaines de mètres, elles peuvent développer un système karstique, comme cela s'observe sur certaines des îles Loyauté en Nouvelle-Calédonie (Maurizot & Lafoy, 2005, p. 20).

- Les récifs-barrières, les récifs frangeants et les îlots lagonaires se combinent pour donner des paysages complexes juxtaposant de longs rubans insulaires à une
myriade de terres plus menues de forme oblongue ou circulaire. C'est dans la mer Rouge que le phénomène est le plus généralisé, notamment sur les côtes de l'Arabie saoudite et en Érythrée (Figure 104B).

- Les atolls ainsi que les *motus* entourant certaines îles volcaniques en phase de subsidence sont essentiellement des formes d'accumulation des sédiments issus de l'érosion marine et biologique des récifs sur lesquels ils reposent. Dans le cas des atolls, un anneau d'îles enserre sous la forme de pointillé ou de tireté un lagon pouvant lui-même comporter quelques îlots rocheux. Ces colliers insulaires présentent le plus souvent un allongement et un alignement d'ensemble conforme à l'orientation des principaux bombements océaniques formant ainsi une chaîne d'atolls, comme cela s'observe dans la partie centrale des Touamotou (Figure 104C). Il faut mentionner deux cas extrêmes d'évolution : celui des lagons soulevés du fait de la surrection du fond marin (Henderson dans les Pitcairn avec sa forme oblongue régulière) et les lagons fermés (Clipperton).

Procédant de l'activité des colonies madréporiques, la plupart des terres coralliennes se situent dans la bande océanique comprise entre 33°N et 33°S même si des affleurements de récifs fossiles se trouvent en dehors de cette zone climatique, comme sur la presqu'île de Crozon en Bretagne et au sud-est de l'île de Sjælland au Danemark. La mer de Corail et son immense barrière d'environ un million de km² comporte peu de parties émergées, avec seulement 22 fragments insulaires de quelques dizaines d'hectares tout au plus. Divers archipels et côtes continentales comportent des formations récifales relativement isolées (Bermudes, Lord Howe, quelques atolls dans le sud et l'ouest de la Caraïbe) ou ayant un rôle marginal au sens insulaire (Cap-Vert, Galapagos). L'analyse portera davantage sur de grands domaines où le phénomène insulaire corallien domine. On distinguera, d'une part, les vastes régions récifales de la Caraïbe (côtes cubaines, archipel des Bahamas), de la mer Rouge et du golfe arabo-persique, et, d'autre part, les grands domaines formés d'atolls comme le groupe Maldives-Laquedives-Chagos dans l'océan Indien, la « grande Micronésie » (y compris ses extensions vers le Kiribati) et les Touamotou (Figure 105A). Cet échantillonnage insulaire exclusivement composé de terres coralliennes couvre plus d'un million de km² et comporte 8 181 îles et îlots, soit une densité insulaire de l'ordre de 70 îles/10⁴ km² (Figure 105B). Ces mêmes densités varient de 32 îles/10⁴ km² pour le golfe arabo-persique à 214 îles/10⁴ km² pour les côtes cubaines. Il faut cependant garder présent à l'esprit que la différence (du simple au double) des densités entre les domaines récifaux péricontinentaux (96 îles/10⁴ km²) et les atolls situés en pleine mer (49 îles/10⁴ km²) procède en partie de leur mode de calcul par *buffer*, qui tend à multiplier par un facteur deux les mesures faites sur les rubans côtiers des grandes terres<fnref n="314" />. En tenant compte de cela, et en ramenant les mesures à des espaces de référence océanique, tous les fragments insulaires résultant de formations récifales ou d'atolls ont une densité moyenne de l'ordre de 50 îles/10⁴ km², soit plus du double de celle observée pour les domaines volcaniques qui se situent dans la fourchette de 10 à 20 îles/10⁴ km². Ces densités sont bien inférieures aux densités souvent supérieures à 100 îles/10⁴ km² que l'on rencontre dans les régions de RIPG.

<footnote n="314">³¹⁴ Sur ce point méthodologique, se reporter à l'annexe 3.</footnote>
<figure><img src="image_91.png" /><figcaption>Figure 104 : Différents types d'îles d'origine corallienne.</figcaption></figure>

(A) Récifs coralliens avec quelques grands platiers (Bahamas).

(B) Récifs-barrières et îlots lagonaires (îles Farasan, Arabie Séoudite).

(C) Les 37 atolls de la partie centrale des Touamotou (Polynésie française).

La comparaison des distributions statistiques de la superficie des fragments insulaires pour les deux types de domaine corallien montre qu'elles suivent des tendances analogues selon des modalités différentes. En effet, la forme générale des courbes SN se caractérise par un calibrage satisfaisant de fonction de type puissance (N = a.s<sup>-b</sup>) pour les superficies supérieures à 1 km<sup>2</sup> alors que ces mêmes courbes présentent une inflexion négative en deçà de ce seuil (Figure 105C). Ceci dénote une valeur moindre de N par rapport une estimation extrapolée à partir de la fonction ajustée sur l'échantillonnage de surfaces insulaires observées. Il ne s'agit pas à proprement parler d'une rupture de pente mais d'une tendance progressive et régulière à l'amortissement du nombre d'occurrences N qui s'écarte d'un mode de distribution de type loi puissance pour les fragments insulaires inférieurs à 1 km<sup>2</sup>. Cette
tendance apparaît moins marquée pour les atolls que pour les îles associées à des récifs-barrière ou lagunaires. En ne considérant que les tendances calibrées pour les fragments supérieurs à 1 km² pour les deux ensembles insulaires, avec pour l'exposant de Korčák *b* des valeurs comprises entre 0,78 et 1,05, elles restent proches de celles établies pour les domaines deltaïques (0,78<b<0,95, Figure 89) des îles sédimentaires (0,79<b<0,97 pour les cordons dunaires du sud du Texas, Figure 93C) et des régions à RIPG (0,72<b<1,18, Figure 94 et Figure 95). La spécificité des îles coralliennes porte donc sur ce phénomène d'amortissement du nombre d'occurences d'îles de faible superficie qui n'avait pas été observé de façon sensible sur les autres types de domaines insulaires.

<figure><img src="image_92.png" /><figcaption>Figure 105 : Îles coralliennes.</figcaption></figure>

(A) Principales régions comportant des récifs coralliens émergés et des atolls.
(formations récifales dérivées d'images LANDSAT (Andréfouët & al., 2006, p. 1734)).

(B) Densités insulaires. (C) Courbes SN et exposant de Korčák *b* pour les îles >1 km².

Il convient d'insister sur le phénomène d'amortissement car il est révélateur des nuances certes subtiles mais significatives qu'autorise une analyse fine des structures géographiques, illustrant ainsi ce qu'il faut comprendre par « mathématisation du réel » au sens que Giorgio Israel donne à cette expression (1996). En examinant plus avant les résultats de ce phénomène, la même analyse appliquée aux divers groupes insulaires coralliens devrait permettre de mieux les caractériser en les comparant à des tendances analogues observeés sur d'autres types d'archipels précédemment étudiés. Dans le cas des domaines récifaux côtiers, ce phénomène apparaît dès le seuil de 10 km² pour la mer Rouge. Il est observé de façon moins marquée vers 1 km² pour Cuba, mais n'est pas (ou peu) sensible pour le golfe arabo-persique et les Bahamas (Figure 106A). Pour les atolls, il est évident pour les Maldives avec S<1 km², légèrement sensible pour l'ensemble micronésien, et absent pour les Touamotou (Figure 106B). Pour cette dernière région, l'amortissement apparaît plutôt manifeste entre 1 et 10 km². Pour les îles récifales de plus de 10 km², les distributions sont remarquablement semblables pour Cuba, la mer Rouge et le golfe arabo-persique. Seul l'archipel des Bahamas se singularise par la surface exceptionnelle des platiers, jusqu'à plusieurs centaines de km² pour les Andros, Grande Aboca et Grande Inagua. Les résultats sont plus contrastés pour les régions à atolls. La distribution des îles de plus de 10 km² de la Micronésie apparaît en tout point identique à celle des régions récifales, à l'exception des Bahamas. Les îles de plus de 10 km² sont rares aux Touamotou. Il n'y en a qu'une dans
l'ensemble archipélagique Maldives-Laquedives-Chagos : il s'agit de Diégo-Garcia... qui sert de base navale et surtout aérienne pour l'armée américaine.

Le phénomène d'amortissement entre 0,06 et 1 km² sur 5 des 7 régions coralliennes étudiées mérite d'être considéré de manière plus détaillée, car il n'a été observé jusqu'à présent que sur un nombre limité de régions, toutes situées hors de la zone corallienne :

- Archipel de Nordenskjöld (Voir Figure 82) ;

- Chapelet des îles frisonnes occidentales (Voir Figure 93C) ;

- Arc des Kouriles (voir Figure 100E) ;

- Groupe des îles Féroé (Voir Figure 103E).

Un examen précis des fonctions de distribution appliquées aux îles récifales (Bahamas, mer Rouge, Cuba) et à des atolls (Grande Mélanésie et ensemble Maldives-Laquedives-Chagos) amène au constat suivant : le meilleur ajustement des observations serait intermédiaire entre les valeurs données par des distributions de type puissance $N=a.S^b$ et de type exponentielle $N=a.e^{-b.S}$. Dans le cas des deux régions que sont la mer Rouge et l'ensemble Maldives-Laquedives-Chagos qui apparaissent les plus nettement représentatives du phénomène, la courbe NS se situe bien, de fait, entre les deux fonctions de distribution (Figure 107A). Il s'avère que la moyenne des deux fonctions s'ajuste avec les observations faites en particulier pour les îles Maldives-Laquedives-Chagos (Figure 107B).

<figure><img src="image_93.png" /><figcaption>Figure 106 : Courbes NS pour diverses régions insulaires coralliennes.
(A) Îles avec formations coralliennes (platier, récif-barrière, récif frangeant, îlot lagonaire).
(B) Pour les atolls.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_94.png" /><figcaption>Figure 107 : Ajustement de fonctions de distribution pour la mer Rouge et l'ensemble Maldives-Laquedives-Chagos.
(A) Courbes NS avec distributions intermédiaires entre fonctions puissance et exponentielle.
(B) Courbes NS avec loi de distribution combinant des fonctions puissance et exponentielle.</figcaption></figure>
À la différence des quatre domaines insulaires non coralliens sur lesquels une fonction d'ajustement logarithmique semblait la plus adaptée pour tout ou partie du spectre de superficie, il s'agit cette fois d'une fonction exponentielle. L'interprétation de cette spécificité statistique propre aux systèmes récifaux et aux atolls supposerait une connaissance approfondie des mécanismes morphogéniques susceptibles d'expliquer le phénomène aussi bien sur des récifs-barrières que sur des récifs frangeants (mer Rouge) et sur les motus des atolls (Maldives-Laquedives-Chagos), dans des environnementsmarins et tectoniques fort différents. À défaut de pouvoir apporter un début de réponse, il est du moins possible de faire une remarque d'ordre général qui sera reprise ultérieurement : une différence fondamentale entre les fonctions puissance et logarithme d'une part et les exponentielles d'autre part tient à ce que les premières tendent vers un nombre infini de fragments insulaires alors que les secondes sont asymptotiques à une valeur finie lorsque les superficies considérées tendent vers $0^{315}$, ce qui s'avère davantage conforme à l'intuition et sera sans nul doute conforme aux observations... dans le futur$^{316}$.

## 2.18. Les îles d'ennoiement du plateau continental

Ces îles correspondent à ce qu'Aubert de la Rüe qualifiait « d'îles isolées du continent par variation du niveau de la mer ». À ce titre, elles ont déjà fait l'objet de commentaires dans le chapitre consacré aux mouvements eustatiques sur les cas des Falkland et des Seychelles (Figure 83). Nous nous intéresserons donc à une étude régionale comparative entre deux larges façades de dimension assez semblable, celle de l'Europe atlantique de Gibraltar à Mourmansk et extrême-orientale de la baie d'Halong à Vladivostok. Comme précédemment, leur longueur ne sera pas calculée à partir du trait de côte mais en suivant le grand axe du « ruban côtier » de 12 milles marins déjà utilisé pour établir la typologie insulaire distinguant îles péricontinentales et îles océaniques (types IP et IO, Figure 62 et Figure 63) et pour mesurer les densités insulaires (Figure 66 et Figure 67). Ainsi, les deux bandes littorales s'étendent sur près de 8 000 km dont une partie se développe sur le plateau continental sur des gradients latitudinaux de plusieurs dizaines de degrés depuis les milieux tropicaux (Vietnam, sud de la Chine) et subtropicaux (sud de la péninsule ibérique) jusqu'aux climats subpolaires (nord de la Norvège, sud de la province maritime de l'Extrême-Orient russe) (Figure 108A). On notera que ces deux ensembles côtiers, qui ont eu une grande importance historique, sont symétriques par rapport à l'Eurasie mais présentent un décalage en latitude lié au fait que les façades orientales des continents connaissent des climats bien plus froids que leurs pendant occidentaux du fait de la courantologie océanique. Les côtes chinoises et celles de la partie ouest de la péninsule coréenne bordent des mers épicontinentales (mers de Chine du sud et orientale, mer Jaune, golfe de Bo Hai) alors que les rivages de la mer du Japon ne sont pas associés à des plateformes continentales. Sur la façade européenne, les plateaux continentaux submergés se limitent à la mer du Nord à l'exclusion des côtes de la Norvège, la Manche et une partie des côtes françaises jusqu'à la latitude de Bordeaux. Les deux systèmes littoraux offrent de forts contrastes (Figure 108B) :

<footnote>$^{315}$ Voir annexe 1.</footnote>

<footnote>$^{316}$ Cette remarque prospective sur ce que seront capables de fournir des capteurs de résolution plus fins dans un proche avenir fait écho à ce qui a été relaté sur l'estimation du nombre de fragments insulaires entre la publication de 1991 (voir Figure 26) (Depraetere, 1991) et celle de 2007 (voir Figure 28) (Depraetere & Dahl, 2007).</footnote>
- Littoral atlantique européen de Gibraltar à Mourmansk où les fortes densités (Di2>160 îles/10⁴km²) se limitent à la côte norvégienne sans plateau continental ayant connu de processus glaciaires et postglaciaires. Plus au sud, les densités sont faibles (Di2<20, côte occidentale du Jutland, littoral normand, pays basque). Les densités moyennes (40<Di2<80) s'observent sur les deux caps « finisterres », en Bretagne et îles anglo-normandes (Di2 = 65) et la Galicie (Di2 = 62), la première associée à un plateau continental mais pas la seconde.

- Le littoral depuis la baie d'Halong à Vladivostok, les côtes méridionales de la Chine et de la partie ouest de la péninsule coréenne affichent des densités égales ou supérieures à 160 îles/10⁴ km² alors que la côte orientale de la Corée du Sud, les rives du golfe de Bohai et la partie centrale des côtes chinoises sont presque exemptes de toute terre insulaire.

La comparaison de deux sous-régions comme les îles du Ponant y compris les îles anglo-normandes et le Sud de la Chine depuis Shanghai jusqu'à la péninsule de Leizhou devrait permettre d'illustrer les ressemblances en même temps que les contrastes d'espaces insulaires ennoyés dans des contextes assez similaires. En effet, ces deux ensembles insulaires ont en commun d'être rattachés à d'anciens cratons pénéplanés se prolongeant en mer par des plateaux continentaux : cratons armoricain et de Cathaysia (cf. Ru-Ya & al., 2019). S'étendant sur une bande littorale de 620 km³³⁷ autour de la péninsule armoricaine, les îles du Ponant³³⁸ formées de roches granitiques et métamorphiques hercyniennes, composent un paysage complexe et diversifié d'îles et d'archipels séparés par de larges chenaux marins. Cette géographie insulaire procède des amples ondulations du socle de la pénéplaine armoricaine ennoyée et des microreliefs spécifiques à l'altération et au démantèlement des formations cristallines. « Mésorelief » avec espacement de 20 à 40 km pour les grandes îles, « microrelief » d'ordre kilométrique pour les hauts-fonds des Glénans, des Minquiers et de Chausey. La plateforme continentale qui prolonge la péninsule armoricaine ayant été exondée pendant la dernière glaciation sans être pour autant englacée fait que sa topographie présente encore un modelé fluviatile en milieu périgraciaire, les îles actuelles n'en étant que les interfluves les plus élevés. La configuration du domaine côtier insulaire de la Chine du sud, de Shanghai à la péninsule de Leizhou via la baie de la Rivière des Perles (Hong-Kong), offre la particularité de présenter une structure et une densité homogène sur une bande littorale de 1700 km. La méthode Korčák dissocie les fragments de plus de 80 km² (16 îles avec b=1,65) d'un cortège de terres plus petites (2110 îlots avec b=0,66). Leur géologie s'apparente à celle des îles du Ponant puisque leur socle est formé de roches granitoïdes datant du Crétacé et du Jurassique (Zhao & al., 2015, p. 4).

La comparaison des deux ensembles insulaires met en lumière une nette convergence statistique dans la distribution des tailles de leurs fragments insulaires (Figure 108C), même si l'échantillonnage de la côte chinoise est bien plus important et concerne une bande littorale trois fois plus longue et quatre fois plus étendue. La différence majeure s'observe au regard des densités insulaires qui sont trois fois plus faibles pour les îles bretonnes (Figure 109). Deux arguments permettent d'expliquer ce différentiel. L'échantillonnage sur le domaine

<footnote n="317">³¹⁷ La longueur de la bande littorale est estimée à partir des rubanoïdes côtiers établis pour définir la typologie des îles et leurs densités (voir annexes 4 et 5). Cette estimation consiste à suivre le grand axe de ces « rubans » côtiers, ce qui équivaut à un traitement de type « squelettisation » sur un objet géographique (cf. méthodes de la morphologie mathématique). L'intérêt d'établir ainsi la longueur de la façade marine tient à ce qu'elle est peu sensible à l'échelle des cartes ou des données et au pas de mesure, ce qui n'est pas le cas pour la longueur du rivage.</footnote>

<footnote n="318">³¹⁸ Inclut toutes les îles depuis Belle-île au sud jusqu'à l'archipel anglo-normand au nord.</footnote>
breton se caractérise par l'absence totale d'îles dont la superficie serait comprise entre
Ouessant (17 km²) et Guernesey (66 km²)<fnref n="319" /> alors que l'on n'en compte pas moins de 25 dans
la bande littorale du sud de la Chine. Bien que moins marquée, la même différence est
observée pour les fragments insulaires compris entre 1 et 17 km² avec seulement 14 îles (8%
de 170) pour la Bretagne et 313 (15% de 2126) pour la côte chinoise. Le second élément
permettant d'expliquer la différence de densité repose sur le fait que les îles bretonnes sont
généralement plus éloignées de la côte, augmentant d'autant le buffer de 12 milles marins
autour des terres émergées (mainland et îles comprises), ce qui réduit nécessairement la
densité. L'interprétation géomorphologique de cette analyse comparative supposerait une
 étude plus approfondie de la genèse des paysages dans le temps long de leur évolution
géologique sous l'effet des processus liés au système Terre-Océan-Atmosphère, ce qui n'est
pas envisageable dans le cadre imparti de cet ouvrage. Néanmoins, des hypothèses
générales peuvent être avancées en se basant sur le modèle conceptuel présenté au début
de ce chapitre. La géométrie d'ensemble des deux régions considérées est conforme au
modèle R1 (Figure 86A) de vastes domaines avec une pente générale. Le caractère discontinu
des fonctions NS conduit à penser que plusieurs types de mésoreliefs et de microreliefs
analogues à ceux des modèles R2 et R3 (Voir Figure 86B et C) sont à l'œuvre en se combinant
selon des échelles et des magnitudes spécifiques. Ces différences supposées dans
l'« amplitude » et la « longueur d'onde » des modelés de méso et microéchelle ne peuvent que
produire des simulations différentes telles que celles de la Figure 86D, contribuant à expliquer
les convergences et divergences statistiques et géographiques observées sur deux
ensembles insulaires.

<footnote n="319">³¹⁹ Cette « lacune insulaire » d'une classe de superficie a été observée dans d'autres contextes (voir Figure 101A et D).</footnote>
<figure><img src="image_95.png" /><figcaption>Figure 108 : Comparaison des deux façades littorales de l'Europe atlantique de Gibraltar à Mourmansk et de l'Extrême-Orient depuis la baie d'Halong jusqu'à Vladivostok.</figcaption></figure>

(A) Cartes des densités insulaires et des plateaux continentaux ennoyés suite à la transgression flandrienne (isobathe - 110 mètres).

(B) Cartouche linéarisé des densités d'insularité des deux façades maritimes et leur position par rapport aux plateaux continentaux submergés et aux îles hauturières.

(C) Comparaison des courbes NS et de leur exposants Korčák pour les îles du Ponant en France et celles du littoral de la Chine du Sud entre Shanghai et la péninsule de Liezhou.
<table><thead><tr><th rowspan="2">Domaines insulaires</th><th rowspan="2">Classes de superficie en km²</th><th colspan="2">Méthode de Korcak</th><th colspan="4">Méthode des densités insulaires</th></tr><tr><th>Fonction de distribution N=a.S<sup>b</sup></th><th>Exposant de Korcak b</th><th>Superficie en km² du buffer 12MM* Sb</th><th>des îles Si</th><th>Nombre d'îles Ni</th><th>Densité insulaire relative Di2=10000.Ni/(Sb-Si)</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">Littoral de Chine du sud</td><td>Îles>80 km²</td><td>N=21378.S<sup>-1,65</sup></td><td>1,65</td><td>104 600</td><td>2 411</td><td>16</td><td>1,57</td></tr><tr><td>Îles<80 km²</td><td>N=338.S<sup>-0,65</sup></td><td>0,65</td><td>104 600</td><td>2 693</td><td>2 110</td><td>207</td></tr><tr><td>Toutes les îles</td><td>N=329.S<sup>-0,66</sup></td><td>0,66</td><td>104 600</td><td>5 104</td><td>2 126</td><td>214</td></tr><tr><td rowspan="3">Littoral du Ponant</td><td>Îles>60 km²</td><td>N=6643.S<sup>-1,83</sup></td><td>1,83</td><td>25 720</td><td>274</td><td>3</td><td>1,18</td></tr><tr><td>Îles<60 km²</td><td>N=20,3.S<sup>-0,7</sup></td><td>0,70</td><td>25 720</td><td>101</td><td>167</td><td>65</td></tr><tr><td>Toutes les îles</td><td>N=21,9.S<sup>-0,66</sup></td><td>0,66</td><td>25 720</td><td>375</td><td>170</td><td>67</td></tr><tr><td colspan="8">* 12 miles marins</td></tr></tbody></table>

Figure 109 : Comparaison de l'insularisation des côtes de la Chine du Sud et des îles du Ponant pour l'exposant de Korčák par classes de superficie et pour les densités insulaires.

Les mêmes Îles du Ponant (Figure 110A) peuvent être comparées à celles relevant d'un contexte bien différent, comme ceux de la mer Égée (Figure 110B) et la mer de Seto au Japon (Figure 110C). Dans les deux cas, nous avons non des plateaux continentaux mais des hauts-fonds partiellement submergés qui présentent une tectonique complexe de failles et de blocs basculés de pétrographie variée. Pour ce qui est des densités, les îles de la « Méditerranée japonaise » se démarquent par leur forte densité insulaire (Di2=279 îles/10⁴ km²). Cela peut s'expliquer par la faible extension de la mer de Seto encadrée par les grandes terres de Honshu, de Shikoku et de Kyushu, au regard du nombre de fragments insulaires (Ni=296) qui l'occupent (Photo 4). La mer Égée est aussi encadrée par de grandes terres sur trois cotés mais sur une étendue bien plus importante, avec de larges espaces marins séparant un pavage assez régulier de terres insulaires. Bien qu'ayant un nombre élevé d'îles (Ni=876), la densité de l'ensemble égéen (Di2=52) est du même ordre que celle des îles du Ponant (Di2=65) qui, comme indiqué plus haut, font partie d'une façade océanique ouverte vers le large. En considérant la tendance générale des fragments insulaires supérieurs à 0,06 km², la mer Égée apparaît hypofragmentée (b=0,48), la mer de Seto mésofragmentée (b=0,57) alors que, comme nous l'avons déjà noté, les îles du Ponant sont proches de l'hyperfragmentation (b>0,7) avec une valeur de 0,66. Toutefois, un examen plus attentif des distributions démontre une fois encore que des tendances diverses semblent se dégager en fonction des classes de superficie considérées. En mer Égée, un seuil statistique s'observe autour de 5 km² avec une tendance à l'augmentation progressive de la valeur de b<fnref n="320" /> lorsque S tend vers 0,06 km². En mer de Seto, une rupture de pente est sensible autour de 10 km² avec, à l'inverse du cas précédent, une diminution de la pente tendancielle pour les valeurs proches de 0,06 km². Les cas grec et japonais sont donc bien différents de celui des îles bretonnes, qui s'en distinguent également par l'hyperfragmentation des îles de moins d'1 km² avec b=0,8, alors que la pente tendancielle pour la même classe de fragments insulaires n'est que de 0,55 pour la mer Égée et 0,43 pour la mer de Seto.

La méthode SN et la valeur de l'exposant de Korcak constituent en quelque sorte des « signatures statistiques » dépendant des contextes climatiques et morphostructuraux dans lesquels s'inscrivent les paysages insulaires au sens d'islandscapes :

- La tendance générale pour toutes les îles de plus de 0,06 km² oscille entre hypofragmentation (îles de la mer Égée, b=0,48), mésofragmentation (mer de Seto, b=0,57, Photo 4), et l'hyperfragmentation (Îles du Ponant, b=0,66) ;

- Les seuils de rupture de pente ou de changement de tendance pour les courbes SN se situent entre 1 et 50 km² pour les îles bretonnes, autour de 5 km² pour les îles

<footnote n="320">³²⁰ Soit la pente tendancielle de la fonction puissance N = a.S<sup>b</sup>.</footnote>
grecques et de 10 km² pour les îles japonaises ;

- Les tendances par classes de superficie, notamment pour les valeurs inférieures aux seuils précédents, donnent une hyperfragmentation constante avec des valeurs proches de 0,8 pour les « petites îles » bretonnes. L'amortissement des fréquences des îles de la Méditerranée japonaise lorsque S tend vers 0,06 km² signifie par contre une hypofragmentation de plus en plus marquée correspondant à une fonction de distribution de type logarithmique que reflète la convexité de la courbe SN. C'est l'inverse pour les « petites îles » grecques qui voient augmenter leur fragmentation lorsque leur superficie diminue (concavité de la courbe SN).

<figure><img src="image_96.png" /><figcaption>Îles et îlots de la mer de Seto vus depuis Katamatsu sur Shikoku</figcaption></figure>

Photo Kenji Ose, 2011

Photo 4 : 163 îles de plus de 0,5 km² totalisant 1814 km² dans la mer de Seto, la « Méditerranée japonaise » (voir Figure 110C). Combien d'îlots plus petits ?
<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>Figure 110 : Comparaison des îles du Ponant, de la mer Égée et de la mer de Seto.

(A) Îles du Ponant. (B) Îles de la mer Égée. (C) Îles de la mer de Seto. (D) Comparaison des courbes NS et exposants de Korčák pour les trois régions insulaires.</figcaption></figure>
L'examen comparatif précis des propriétés des courbes NS en fonction de classes de superficie de nos trois régions insulaires souligne tout l'intérêt d'une approche analytique des espaces insulaires en révélant des modulations selon le type de fragmentation qui, pour être subtils et donc imperceptibles au regard d'autres méthodes, n'en sont pas moins le reflet de propriétés intrinsèques des systèmes TOA locaux et de leurs effets géomorphologiques en termes de formation des îles soit la morphogénèse. Sur ce point, il convient de faire un parallèle entre la vitesse de remontée du NMM postglaciaire et la vitesse du recul des côtes et de l'insularisation de nouvelles terres, en particulier dans des régions où l'homme occupait les plaines littorales maintenant submergées. Nous avons vu que la montée du NMM était de l'ordre d'1,5 cm/an de 15 000 à 7 500 BP atteignant même 3 cm/an entre 15 000 et 14 000 BP (Voir Figure 78A). Or, la pente des plateaux continentaux dépasse rarement un pour mille. Le long du littoral de la Chine du sud, elle est même de 0,06 %. Une montée d'1,5 cm/an doit se traduire par un recul de la côte de 25 m/an soit 2,5 km/siècle. Les changements ont dû paraître évidents même à l'échelle d'une génération puisqu'ils sont de l'ordre du kilomètre. Ces phases de submersion rapide sont contemporaines de la protohistoire voire du début de la diffusion du Néolithique pour le sud de la Chine. L'insularisation de Formose et des populations protoformosanes est un phénomène récent qui s'est fait par étape puisque des péninsules et des îles facilitaient les échanges. En comparant le banc de Taiwan (Figure 111B) avec celui de Dogger en mer du Nord (Figure 111A), à partir de la bathymétrie actuelle et l'évolution du NMM (voir Figure 78A), il apparaît probable que les deux paléoîles de 5000 km² environ ont été submergées en moins de 2000 ans entre 10 000 et 8 000 BP. Des artefacts et des os de mammifères terrestres ayant été trouvés par dragage sur le banc de Dogger, il est plus que probable que le banc de Taiwan ait été aussi occupé par des populations humaines. L'effet de « rétrécissement insulaire »<fnref n="321" /> à l'échelle d'une trentaine de générations humaines a sans doute conduit à des migrations vers les terres voisines et éventuellement à des légendes dans la tradition orale. La diffusion de la culture des Protoformosans vers le sud débutera vers 6000 BP, soit quelques millénaires après la submersion totale du banc de Taiwan.

Parmi les îles péricontinentales posées sur les plateaux continentaux, il en est une famille bien particulière ; ce sont les îles karstiques, capables de générer des paysages d'une grande originalité. Elles sont suffisamment peu nombreuses pour qu'on en liste quelques-unes : les karsts coralliens soulevés des îles Loyauté (Maurizot & Lafoy, 2006), l'archipel maltais, dans des strates coralliennes anciennes (Guilcher & Paskoff, 1975, p. 226), le plateau de Djerba, les îles de Guarello et Tariton dans le Sud chilien (Jaillet & al., 2008, p. 3), certaines îles des Ryukyu<fnref n="322" />, l'archipel Aru au sud-ouest de la Nouvelle-Guinée (Spriggs, O'Connor, & Veth, 2006, p. 4), l'île d'If au large de Marseille, etc. Toutefois, les plus connues et les plus vastes domaines karstiques ennoyés restent les enfilades de fuseaux insulaires de la côte dalmate (Figure 112A) et plus encore les cathédrales rocheuses de la baie d'Halong (Figure 112B). Le littoral marin de la Croatie correspond à un ensemble de plissements calcaires parallèles dont les anticlinaux émergent de la mer épicontinentale de l'Adriatique. Pour la baie d'Halong, il s'agit d'un empilement de calcaire stratifié mais peu plissé posé sur la mer épicontinentale de Chine du sud et ayant évolué pendant vingt millions d'années dans un climat tropical. Bien qu'ayant des affinités morphostructurales, les deux ensembles se distinguent nettement à la fois en termes de densité insulaire et de fragmentation. Si la densité des îles dalmates constitue un record pour la Méditerranée avec 189 îles/10⁴ km², celle de la baie d'Halong donne lieu à la plus forte valeur mondiale, hormis les régions à RIPG de la zone

<footnote n="321">³²¹ Phénomène de « shrinking or strained island» en biologie animale (Russell & al., 2016 ; Li & Li 2011).</footnote>

<footnote n="322">³²² Des karsts entièrement sous-marins ont été récemment découverts au large de l'île Ishigaki (Hironobu & al., 2015).</footnote>
périglaciaire, avec presque 1300 îles/10⁴ km², soit un rapport d'1 à 7 entre les deux domaines karstiques. Quant à la fragmentation (Figure 112C), elle s'affirme nettement plus marquée sur les îles vietnamiennes (b=0,79, cas d'hyperfragmentation) que sur les îles de l'Adriatique (b=0,52, proche de l'hypofragmentation). Les dispositifs insulaires apparaissent ainsi fort différents. La raison peut être d'ordre lithologique du fait de la nature géochimique des roches carbonatées, de l'interstratification de dépôts non calcaires ou de l'intensité de la tectonique plissante, pour ne pas parler du climat.

Outre leur intérêt scientifique certain du moins pour les karstologues, il est opportun de remarquer que les deux régions sont éminemment touristiques et vantent le caractère exceptionnel de leurs paysages en évoquant le nombre d'îles qui les composent. Sur un site touristique du WEB, il est fait état de 1244 îles sur le littoral croate<fnref n="323" />. Pour la baie d'Halong, les chiffres varient entre 1600 et 2000. En adoptant la même démarche qu'en début d'ouvrage pour les côtes norvégiennes (Voir Figure 29) en partant de la relation superficie-nombre (Voir [4]), on s'aperçoit que le dénombrement « touristique » des îles pour la Dalmatie suppose la prise en compte de tous les fragments insulaires supérieurs à 0,5 hectare alors que pour celles de la baie d'Halong le seuil insulaire serait de l'ordre de 3 hectares. Ce détail atteste, s'il en était besoin, que les chiffres indiqués pour vanter le caractère hyperinsulaire d'un lieu touristique n'ont qu'un intérêt très limité. Il faut insister à nouveau sur le fait qu'un décompte insulaire n'a de sens que s'il est défini par rapport à une gamme d'échelle définie. Si seuls les fragments insulaires de plus de 2 km² sont considérés, alors la Dalmatie est plus insularisée que la baie d'Halong. En deçà, c'est l'inverse. Par cet exemple et tant d'autres y compris dans la littérature scientifique, il devient évident que les îles plurielles possèdent une géographie variable dont l'intérêt des valeurs chiffrées parfois d'une précision toute illusoire (i.e. les 1244 îles croates) lorsqu'elles ne sont pas traçables en termes de données et de méthodes.

À l'instar d'Aubert de la Rüe qui définissait une classe d'îles « particulières », nous ne mentionnerons que quelques-unes d'entre elles. Parmi les côtes à fjords et à RIPG plus ou moins important, certaines îles se distinguent par l'absence de relief sur tout ou partie de leur territoire, d'où leur nom de *strandflat* qui signifie « plage plate » en norvégien (Guilcher & al., 1986). Les plus étendues sont les Shannon (1 241 km² Figure 113A) et l'île Île-de-France (242 km² Figure 113B) au large de la côte nord-est du Groenland. Bien que de plus petite taille, on en trouve également sur le littoral norvégien, par exemple à Grönö (3,7 km², par 13° 26' E 66° 47' N) au milieu d'îles à fort relief (Derruau, 1965, p. 387). Les processus de formation de ces plateformes proglaciaires ennoyées ou à fleur d'eau restent à ce jour à élucider.

<footnote n="323">³²³ Voir site WEB https://www.croatie-location.fr/en/croatia-travel-guide/islands-of-croatia/16.html</footnote>
<figure><img src="image_98.png" /><figcaption>Figure 111 : submersion des bancs de Dogger (A) et de Taiwan (B) entre 10000 et 8000 BP.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_99.png" /><figcaption>Figure 112: Groupe d'îles karstiques de la côte dalmate (A) et de la baie d'Halong (B). (C) Comparaison des courbes SN et de leurs fonctions d'ajustement pour les deux régions avec extrapolation pour comparaison avec les informations « touristiques » (voir texte).</figcaption></figure>

La recherche d'engrais pour l'agriculture au cours du XIXe siècle a provoqué un grand intérêt pour les îles à guano sur les îlots baignés par les eaux extraordinairement poissonneuses du courant de Humboldt du fait d'un phénomène d'upwelling sur toute la côte occidentale de l'Amérique du Sud et jusqu'à l'équateur. Les déjections d'oiseaux pêcheurs se sont accumulées pendant plusieurs milliers d'années sur les îles où ceux-ci nidifient. Le phénomène y est facilité par l'absence de pluie. Évoquer les « îles à phosphates » ramène au cas emblématique et tragiquement édifiant du micro-État monoinsulaire de Nauru : de cet atoll soulevé de 21 km², ce ne sont pas moins de 70 millions de tonnes de guano qui ont été exportés de 1906 à 2005, ce qui représente une épaisseur moyenne de 3,2 mètres sur les 14 km² de la partie centrale de l'île (Scholz & Wellmer, 2013)<fnref n="324" />. La carte de Nauru de 1934 de la Figure 114A offre un raccourci saisissant sur le fonctionnement du monde d'alors, archétype du caractère synecdochique de l'île en tant que « micromonde » illustrant le fonctionnement du « macromonde » : un hinterland à guano en devenir d'exploitation, une concession minière en cours d'exploitation, un espace de cocoteraies et de jardins pour les populations autochtones, un quartier européen entre la concession et le port, enfin une parcelle de terre pour les manœuvres chinois sous contrat travaillant dans la mine. Il va sans dire que tout cela se faisait et tend encore à se faire avec une considération mineure pour l'environnement et les ressources naturelles, et notamment quant aux conséquences de l'excavation de terre sur les lentilles d'eau douce tant en quantité qu'en qualité dont dépendent les populations locales. La quête de guano a conduit à une « course aux îles » pendant tout le XIXe siècle avec en point d'orgue la guerre du guano en 1863 entre l'Espagne et des États sud-américains pour les 36 hectares des îles Chincha<fnref n="325" />. L'île Henderson, non loin de Pitcairn (Figure 114B), Clipperton et son lagon fermé (Figure 114C), ainsi que l'île de la Navasse (Navassa island) entre Haïti et Cuba (Figure 114D), vont faire l'objet de prospections voire d'exploitations, comme ce fut le cas pour les deux dernières (Voir tableau de la Figure 114). Au même titre que les îles

<footnote n="324">³²⁴ D'autres atolls du même type ont connu le même destin funeste en particulier l'île Océan (ou Banana) dans l'archipel gilbertien.</footnote>

<footnote n="325">³²⁵ Le Pacifique fut la principale région touchée par ce phénomène mais on trouve également quelques îles à phosphate dans l'océan Indien, dont Christmas au nord-ouest de l'Australie, Juan de Nova dans les îles éparses du canal du Mozambique ainsi que l'île de la Navasse dans la Caraïbe.</footnote>
Loyauté, les îles à guano de type atolls soulevés comme Nauru, Henderson et Navassa peuvent avoir un système karstique qui a pu être partiellement fossilisé du fait du guano qui, étant un matériau meuble, peut colmater les fissures et les dolines sous l'effet du ruissellement. Suite à son exploitation, une reprise de la circulation vadose peut provoquer une redistribution des ressources en eau entre la partie lenticulaire et les nappes karstiques.

Pour clore cette périégèse géomorphologique insulaire, il faut au moins évoquer quelques particularités liées à la longueur des côtes ou au relief. Pour les longueurs du littoral par rapport à la superficie, l'indice côtier modifié (Icm) tel qu'illustré dans la Figure 23 permet d'identifier des îles remarquables : sur la carte de la Figure 115A, l'extrême festonnement de la Terre de Baffin (Icm=11,3) fait contraste avec sa voisine toute ronde et lisse, l'île du Prince Charles (Icm=1,2)<fnref n="326" />. Parmi les grandes terres, Terre-Neuve mais aussi la Grande-Bretagne se distinguent par un fort allongement des côtes avec respectivement 8,4 et 6,1 comme Icm<fnref n="327" />. Inversement, l'île de la Réunion (Icm=1,26) mais aussi Bornholm dans la Baltique (1,33) et Arran en Écosse (1,37) se caractérisent par la faible longueur relative de leurs côtes à la fois de par la forme générale de leur île et le tracé régulier du rivage.

À l'instar des longueurs de côte, la fonction établissant une tendance statistique entre altitude maximale (Zmax) et superficie (S) peut servir de critère pour distinguer les îles ayant un relief particulier (Zmax=55.S⁰,³³ voir Figure 49A). En faisant le rapport entre l'altitude maximale d'une île de superficie S et la valeur tendancielle de la formule précédente, on obtient un indice Izmax indiquant si le relief est inférieur (Izmax<1) ou supérieur (Izmax>1) à la valeur altitudinale de référence pour une île de même superficie (Izmax = 1). Les terres insulaires de faible relief (Izmax<0,5) sont légion et relèvent de divers types géomorphologiques : îles alluviales de delta (delta du Gange) ou de panache côtier (îles frisonnes), de mangrove (Yos Sudarto), coralliennes (Bahamas) ou encore née de RIPG (Aaland). L'île du Prince Charles déjà remarquée pour sa rotondité s'affiche comme étant une des plus plates avec une altitude maximale de 71 mètres et un Izmax = 0,07 (Figure 115B). À titre de comparaison, la Corse a la même superficie mais culmine à 2 706 mètres, si bien que le même indice a pour valeur 2,6. La plupart des îles ayant un indice Izmax supérieur à 3 sont volcaniques à l'exception de la Géorgie du Sud 3,5³²⁸. Ce genre d'édifices insulaires a pour représentants Fogo au Cap-Vert (6,74), Tristan du Cunha dans l'Atlantique sud (7,71) et Atlasova dans les Kouriles (7,83). Il existe un îlot australien qui se démarque totalement des ordres de grandeur habituels en matière de relief : au large de Lord Howe, le sommet de la Pyramide de Ball (Ball's Pyramide en Anglais), qui ne mesure que 35 hectares, est de 562 mètres, de sorte que son indice Izmax est de 14,6 (Figure 116A et B). Les parois subverticales de cet îlot en forme de croissant procèdent du dégagement par érosion différentielle d'un neck volcanique encadrant une ancienne caldeira devant avoir un diamètre de l'ordre de 2 km. Ces ultimes témoins actuels constituent un paysage sans équivalent dans l'archipel monde (Figure 116C). Npus verrons également dans le chapitre consacré à la biogéographie insulaire que cet îlot aux pentes subverticales habrite une espèce endémique ayant survécu sur quelques buissons accrochés sur un kéger replat de la paroi : le phasme géant de l'île de Lord Howe (Dryococelus australis).

<footnote n="326">³²⁶ La côte de la Terre de Baffin est 11 fois plus longue qu'une île parfaitement circulaire de même superficie.</footnote>

<footnote n="327">³²⁷ Rappelons que pour être comparables les indices côtiers modifiés doivent être calculés à partir de données de trait de côte de même pas, ce qui est le cas avec les données GSHHG utilisées.</footnote>

<footnote n="328">³²⁸ L'indice Iz représente le pourcentage de la topographie observée par rapport à la valeur tendancielle. Ainsi la valeur de 0,07 pour l'île du Prince Charles indique que son altitude maximale ne représente que 7 % de celle attendue pour une île de cette taille. De même, le chiffre de 3,5 pour la Géorgie du Sud signale que le relief est 3,5 fois plus élevé que la « moyenne ».</footnote>