La zone de glissement est la partie supérieure de la plage entre la plage arrière et la zone de surf, où une érosion intense se produit pendant les tempêtes (Figure 2). La zone oscillante est alternativement humide et sèche. L’infiltration (hydrologie) (au-dessus de la nappe phréatique) et l’exfiltration (au-dessous de la nappe phréatique) ont lieu entre le flux oscillant et la nappe phréatique de la plage. La face de plage, la berme, le pas de plage et les cuspides de plage sont les caractéristiques morphologiques typiques associées au mouvement de balancement. L’infiltration (hydrologie) et le transport des sédiments par mouvement de balancement sont des facteurs importants qui régissent le gradient de la surface de la plage.

BeachfaceEdit

La face de la plage est la section plane et relativement raide du profil de la plage qui est soumise à des processus d’oscillation (Figure 2). La face de la plage s’étend de la berme au niveau de la marée basse. La surface de la plage est en équilibre dynamique avec l’action de balancement lorsque la quantité de transport de sédiments par soulèvement et lavage à contre-courant est égale. Si la surface de la plage est plus plate que le gradient d’équilibre, plus de sédiments sont transportés par le soulèvement pour entraîner un transport net de sédiments à terre. Si la surface de la plage est plus raide que le gradient d’équilibre, le transport des sédiments est dominé par le lavage à contre-courant, ce qui entraîne un transport net des sédiments en mer. Le gradient de surface de plage à l’équilibre est régi par une interdépendance complexe de facteurs tels que la taille des sédiments, la perméabilité et la vitesse de chute dans la zone de glissement ainsi que la hauteur des vagues et la période des vagues. La surface de la plage ne peut pas être considérée isolément de la zone de surf pour comprendre les changements morphologiques et les équilibres car ils sont fortement affectés par les processus de la zone de surf et des vagues de shoaling ainsi que les processus de la zone de swash.

BermEdit

La berme est la partie relativement plane de la zone de glissement où l’accumulation de sédiments se produit à l’endroit le plus éloigné du mouvement de glissement vers la terre (Figure 2). La berme protège la plage arrière et les dunes côtières des vagues, mais l’érosion peut se produire dans des conditions de forte énergie telles que les tempêtes. La berme est plus facilement définie sur les plages de gravier et il peut y avoir plusieurs bermes à différentes altitudes. Sur les plages de sable en revanche, la pente de la plage arrière, de la berme et de la face de la plage peut être similaire. La hauteur de la berme est régie par l’élévation maximale du transport des sédiments pendant le soulèvement. La hauteur de la berme peut être prédite à l’aide de l’équation de Takeda et Sunamura (1982)

Z b e r m = 0,125 H b 5 / 8 (g T 2) 3 /8, {\displaystyle Zberm = 0,125 Hb ^ {5/8} (gT^{2})^{3/8},}

où Hb est la hauteur du disjoncteur, g est la gravité et T est la période d’onde.

Marchepied de plage

Le marchepied de plage est un escarpement submergé à la base de la surface de la plage (Figure 2). Les marches de la plage comprennent généralement le matériau le plus grossier et la hauteur peut varier de plusieurs centimètres à plus d’un mètre. Des marches de plage se forment là où le lavage à contre-courant interagit avec l’onde incidente venant en sens inverse et génère un vortex. Hughes et Cowell (1987) ont proposé l’équation pour prédire la hauteur du pas Zstep

Z s t e p = H b T w s, {\displaystyle Zstep = {\sqrt{HbTws}},}

cuspsEdit de plage

La pointe de la plage est une accumulation en forme de croissant de sable ou de gravier entourant une dépression semi-circulaire sur une plage. Ils sont formés par l’action de swash et plus communs sur les plages de gravier que de sable. L’espacement des cuspides est lié à l’étendue horizontale du mouvement de balancement et peut aller de 10 cm à 50 m. Des sédiments plus grossiers se trouvent sur les  » cornes de cuspide » à forte pente et pointant vers la mer (Figure 3). Actuellement, il existe deux théories qui fournissent une explication adéquate de la formation des cuspides rythmiques de la plage: les vagues de bord debout et l’auto-organisation.

Modèle des ondes de bord stationnairesdit

La théorie des ondes de bord debout, introduite par Guza et Inman (1975), suggère que le balancement se superpose au mouvement des ondes de bord debout qui se déplacent le long des côtes. Cela produit une variation de la hauteur des tourbillons le long de la rive et entraîne par conséquent des modèles d’érosion réguliers. Les embâcles de cuspide se forment aux points d’érosion et les cornes de cuspide se produisent aux nœuds d’onde de bord. L’espacement des rebords de plage peut être prédit en utilisant le modèle d’onde de bord sous-harmonique

λ= g π T 2 t a n β, {\displaystyle\lambda= {\frac{g}{\pi}}T^{2}tan\beta, }

où T est la période d’onde incidente et tanß est le gradient de plage.

Ce modèle explique seulement la formation initiale des cuspides, mais pas la croissance continue des cuspides. L’amplitude de l’onde de bord diminue à mesure que les cuspides se développent, c’est donc un processus auto-limitant.

Modèle d’auto-organisationmodifier

La théorie de l’auto-organisation a été introduite par Werner et Fink (1993) et elle suggère que les cuspides de plage se forment en raison d’une combinaison de rétroaction positive opérée par la morphologie de la plage et de mouvements oscillants encourageant l’irrégularité topographique et de rétroaction négative qui décourage l’accrétion ou l’érosion sur les cuspides de plage bien développées. Il est relativement récent que les ressources de calcul et les formulations de transport de sédiments soient devenues disponibles pour montrer que les caractéristiques morphologiques stables et rythmiques peuvent être produites par de tels systèmes de rétroaction. L’espacement des cuspides de plage, basé sur le modèle d’auto-organisation, est proportionnel à l’étendue horizontale du mouvement de balancement S en utilisant l’équation

λ=f S, {\displaystyle\lambda=fS,}

où la constante de proportionnalité f est c. 1.5.