La hausse du niveau de la mer accélère-t-elle l’érosion des côtes? (2/3)

Yvonne Battiau-Queney
Professeur émérite de l’Université de Lille
CNRS- UMR 8187- Laboratoire d’Océanologie et Géosciences

 

2/ La mobilité du trait de côte est-t-elle impactée par la hausse du niveau de la mer ?

2.1. La mobilité du trait de côte est un phénomène naturel à toutes les échelles spatio-temporelles

Le “trait de côte” est défini comme la limite entre le domaine marin et le domaine continental. Il sert de ligne de référence pour évaluer le recul, l’avancée ou la stabilité d’une côte. Il est donc essentiel de l’identifier correctement sur le terrain et aussi sur les photos aériennes, satellitaires ou prises par des drones. Or ce problème est trop souvent escamoté.

En pratique, la marge d’erreur dans le processus d’identification peut atteindre plusieurs mètres et largement dépasser les estimations de recul ou d’avancée du trait de côte. C’est souvent la principale source d’erreur dans les calculs de mobilité d’un littoral, qu’il soit façonné en falaises (Battiau-Queney et al., 2003b) ou en plage sableuse (Battiau-Queney et al., 2001; Battiau-Queney et al., 2003a; Battiau-Queney, 2004a; 2010b; 2015a). Une récente étude sur les plages et dunes de Flandre à l’est de Dunkerque a montré qu’il fallait retenir  une marge d’erreur totale de ± 7,5m, cumulant ± 4,5 m pour la rectification des photos aériennes et ± 3 m pour l’identification du trait de côte (pied de la dune) (Maspataud et al., 2013).

Le trait de côte, par nature, est éminemment mobile à toutes les échelles de temps et d’espace (Battiau-Queney, 2015a). En effet, le littoral est un espace mouvant où terre et mer s’affrontent en permanence. Les falaises reculent plus ou moins vite lorsqu’elles sont “vives”, mais dans certains cas elles peuvent devenir des falaises “mortes” lorsque des sédiments se déposent à leur pied.  Les sables et galets qui constituent les plages se déplacent sans cesse, au gré des marées, des saisons, des années. La morphologie de la côte n’est que le reflet, à un instant donné, de ces incessants mouvements dus au jeu des houles, des courants et du vent.

On dispose de quelques études sur la mobilité du trait de côte à l’échelle mondiale. Les plus citées sont celles de Bird (1985), basées sur le recensement de données d’érosion par un panel d’observateurs, sous les auspices de la commission océanographique de l’Union Géographique Internationale. Pour Bird (1985), 70% des plages du monde seraient en érosion. Ce chiffre a été repris régulièrement et à force d’être répété a pu être considéré comme une certitude. En réalité au fur et à mesure que des études approfondies sont menées localement, on s’aperçoit que ce chiffre est très surestimé et qu’il existe une grande hétérogénéité de situations. Dans le cadre du programme européen EUROSION (2001-2004) la base de données établie pour les côtes européennes n’indique que 30% de plages en érosion (www.eurosion.org).

Nos propres recherches sur les côtes du nord de la France indiquent une majorité de plages stables ou en faible recul (Battiau-Queney et al., 2003a; Battiau-Queney, 2014). L’Observatoire de la Côte Aquitaine vient de publier un ouvrage qui recense et analyse en détail l’évolution des 230 kilomètres de côte sableuse, de l’estuaire de la Gironde à Anglet au Pays Basque (OCA, 2018). Contrairement aux conclusions de Manaud et al. (2001) qui considéraient que la hausse du niveau de la mer allait nécessairement entraîner un recul généralisé de la côte aquitaine, cette étude très approfondie montre une grande hétérogénéité des situations locales, avec une tendance récente assez fréquente vers un recul du trait de côte, mais elle souligne le rôle souvent décisif des interventions anthropiques pouvant l’expliquer. Elle montre aussi que de larges secteurs de la côte des Landes (qui est très peu anthropisée) sont stables ou en légère progradation, avec un bilan sédimentaire positif.

L’étude la plus récente à l’échelle planétaire est celle de Luijendijk et al. (2018), basée sur les images satellitaires acquises depuis 1984. Elle présente un bilan global de l’évolution des côtes sableuses et graveleuses non englacées (31% du total du linéaire côtier) sur la période 1984-2016. Pour ces auteurs, 24% de ces côtes sableuses sont en érosion de plus de 0,5 m/an, 28% sont en accrétion et 48% sont stables. 7% des côtes sableuses connaissent une érosion sévère de plus de 3 m/an et 4% une érosion intense de plus de 5 m/an. Ces chiffres, très éloignés de ceux de Bird, nous semblent plus conformes aux réalités, même s’ils restent grevés d’incertitudes.

2.2. Recul du trait de côte et hausse du niveau de la mer : l’hypothèse de Bruun en question

Beaucoup d’ingénieurs et gestionnaires du littoral estiment qu’il y a un lien étroit, voire évident,  entre la hausse du niveau de la mer et le recul du trait de côte. Ils s’appuient  sur les hypothèses émises par Bruun il y a plus de 60 ans (Bruun, 1962, 1983; Schwartz, 1967; Leatherman et al., 1994) : lorsque le profil transversal de la côte atteint une situation d’équilibre, si le niveau marin s’élève, les matériaux érodés sur le haut de plage sont déposés sur l’avant-côte au-dessous du niveau d’action de la houle, le tout entraînant une translation du trait de côte vers l’intérieur des terres, sans modification du profil transversal. L’ampleur du recul induit par ce processus serait 50 à 200 fois supérieure à la hausse du niveau de la mer. Si l’on retient l’hypothèse d’une hausse de 0,70 m à l’échéance d’un siècle, le recul serait donc de 35 à 140 m. Pour Bruun il y a automaticité entre hausse du niveau de la mer et recul du trait de côte.

Cependant cette hypothèse implique de nombreuses simplifications par rapport aux réalités du terrain (Cooper & Pilkey,  2004) :

1) C’est un modèle à deux dimensions qui ignore totalement les transports longitudinaux de sédiments par la houle et les courants. Or on verra ci-après que la dérive littorale joue un rôle essentiel sur les côtes rectilignes, celles qui caractérisent par exemple le littoral  Aquitain ou celui de la Manche orientale et de la mer du Nord ou encore de la Floride;
2) Le modèle de Bruun ne tient aucun compte de la dynamique éolienne et ignore les transports de sable par le vent et le rôle des dunes comme réserve  réutilisable  par les vagues de tempête (Battiau-Queney et al., 2003a; Battiau-Queney, 2004a, 2010b, 2010d, 2015b, 2015c ; Battiau-Queney et al., 2010; Davidson-Arnott, 2005);
3) Le modèle de Bruun ne prend pas en compte la quantité de sédiments disponibles dans le “système côtier” (cf. ci-dessous). Or c’est un paramètre fondamental pour comprendre l’évolution des plages (Battiau-Queney et al., 2001).

Il est certain, que les effets de l’élévation du niveau de la mer ne seront pas identiques sur les plages de poche du littoral méditerranéen ou sur une longue plage de sable fin comme celle d’Aquitaine ou celles de la côte d’Opale : en effet, ces dernières sont adossées à de larges systèmes dunaires. Lorsqu’une plage est adossée à une falaise, comme souvent en Provence, l’effet de l’élévation du niveau de la mer ne se traduit pas par une translation du profil vers l’intérieur des terres mais par un rétrécissement de la plage, cela même si le stock sédimentaire est stable (Brunel, 2012).

De fait, contrairement à l’hypothèse de Bruun, une élévation rapide du niveau de la mer peut s’accompagner d’une avancée du trait de côte et d’une accrétion des plages (Curray, 1969; Thom, 1983; Battiau-Queney et al., 2001; Cooper & Pilkey, 2004). C’est ce qui s’est produit lors de la remontée marine post glaciaire sur le littoral de la Côte d’Opale : la mer a fortement reculé au fur et à mesure de la formation des plaines maritimes picarde et flamande, principalement entre 9000 et 5000 ans, grâce à l’abondance des sédiments disponibles, remontés par la houle et les courants marins depuis la plate-forme côtière auparavant exondée ou rejetés par les fleuves. Beaucoup plus récemment encore, nous connaissons des exemples d’avancée très rapide du trait de côte depuis au moins le 18ème siècle, par accrétion dunaire et engraissement de la plage : par exemple sur la côte française de la mer du Nord à l’est de Calais (Battiau-Queney et al., 2001; Ruz et al., 2017).

Sur les côtes de Floride, on dispose de données précises remontant aux années 1850. Le niveau de la mer y est monté de 0,71 mm/an jusqu’en 1930, puis de 1,84 mm/an depuis cette date ; or le trait de côte est resté stable jusque dans les années 1970, avant de connaître une rapide avancée jusqu’aux années 2000, grâce en partie à des opérations de recharge des plages. Mais celles-ci n’expliquent pas tout : cette évolution, tout à fait contraire au modèle de Bruun, résulte aussi de l’apport massif de sable depuis le large, au moment des tempêtes (Houston, 2015).

Comme il a été dit plus haut, l’élévation actuelle du niveau marin est indétectable dans la mobilité du trait de côte, car c’est un paramètre beaucoup moins décisif que la quantité de sédiments disponibles et l’espace côtier pouvant recevoir ces sédiments (“accommodation space” des anglo-saxons). S’il y a pénurie de sédiments, d’origine naturelle ou anthropique, le trait de côte recule; s’il y a abondance de sédiments, il va s’avancer même si le niveau marin s’élève. La quantité de sédiment disponible est bien le facteur primordial du recul ou de l’avancée d’une côte sableuse et du démaigrissement ou de l’engraissement d’une plage. Pour bien comprendre cela il faut replacer le trait de côte dans un ensemble plus vaste, le système côtier.

3/ La zone littorale appartient à un système côtier dont le fonctionnement est très complexe

Ce système inclut une partie marine (appelés souvent “petits fonds” ou avant-côte) et une partie terrestre (falaises, plages, dunes). les deux étant souvent imbriquées (zones intertidales, vasières, marais maritimes, estuaires, deltas). Le système côtier dépend de multiples paramètres : caractéristiques lithologiques et stratigraphiques, topographie de la zone émergée, bathymétrie nearshore et offshore, configuration de la côte et des mers adjacentes, forçages météo-marins, régime de marée, activité biologique (faune et flore) en mer et à terre, influences anthropiques. Comme tout système vivant, il a besoin d’énergie pour fonctionner. En dehors du cas particulier des tsunamis, l’énergie entrant dans le système côtier est d’origine solaire. Elle est très variable dans l’espace et le temps et se manifeste par la dynamique marine et la dynamique éolienne : le système côtier fonctionne par à-coups. Les paramètres du système côtier sont plus ou moins interdépendants. Certains sont relativement stables à l’échelle séculaire, voire millénaire (lithologie, topographie et bathymétrie, régime de marée). D’autres sont très variables et rarement prévisibles (houles, courants, vent). Il faut aussi tenir compte de la végétation dont le rôle est essentiel dans le fonctionnement des systèmes plages-dunes et des estuaires et deltas. Enfin, depuis plusieurs siècles l’homme intervient de plus en plus le long des littoraux.

Le fonctionnement d’un système côtier se traduit par des transferts de sédiments : des vases (côtes à mangrove, milieux estuariens), des sables et des galets, provenant de différentes sources (fleuves, érosion des falaises, fonds sous-marins, déplacements le long des côtes par les courants…). Le système s’organise en unités spatiales élémentaires qu’on appelle “cellules sédimentaires” ou mieux “hydrosédimentaires” qui ont un fonctionnement plus ou moins autonome par rapport à leurs voisines (Fig. 3). Elles sont délimitées par des ruptures naturelles, topographiques (caps, canyons sous-marins) ou hydrologiques (comme des estuaires ou des deltas). Mais les cellules peuvent aussi être limitées par des ruptures d’origine anthropique (comme des jetées portuaires). Ces limites sont plus ou moins mobiles avec le temps. Chaque cellule se caractérise par son “budget sédimentaire”, somme algébrique des entrées et sorties de sédiments. Il peut être équilibré, excédentaire ou déficitaire.

 

Figure 3. Un exemple de système côtier : le système plage-dune. Système complexe associant domaine marin et domaine terrestre.

Dans un système côtier, l’un des paramètres les plus importants est la quantité de sédiments disponibles et son évolution en fonction des entrées et sorties. Cette évolution peut résulter de phénomènes naturels. Ces apports ont varié au cours des temps : la charge alluviale des fleuves des hautes et moyennes latitudes était beaucoup plus importante quand a commencé le réchauffement  postglaciaire, vers 18 000ans : les versants étaient alors peu végétalisés et soumis à une forte érosion, dont les produits s’en allaient vers la mer. La mer, en réoccupant les terres, lors de la «transgression» postglaciaire, a remonté vers les côtes des quantités massives de sédiments, qui allaient nourrir les plaines maritimes naissantes. Cette période de grande abondance sédimentaire est en train de s’achever, comme l’a souligné Paskoff (1998, 2004). Néanmoins, il reste encore d’importantes ressources en sable, graviers et galets sous la mer, au large de nos côtes, mais elles ne sont plus ou peu renouvelées. La gestion raisonnée et conservatoire de ces ressources est et sera de plus en plus un enjeu majeur des années futures, au même titre que celle des combustibles fossiles.

Mais à l’échelle séculaire ou pluriannuelle, c’est l’homme qui est le principal responsable des pénuries sédimentaires des systèmes côtiers. Il est souvent intervenu consciemment ou inconsciemment sur cette ressource, soit en prélevant des sédiments (sables, galets) sur les plages ou sur l’avant-côte, soit en contrariant leur déplacement naturel le long de la côte, soit en réduisant les apports fluviatiles (barrages sur les fleuves). De ce fait, ça et là, il a créé artificiellement de la pénurie sédimentaire, source inévitable d’érosion. C’est le cas de plusieurs secteurs de la côte landaise où de très grandes quantités (100 millions de mdepuis 1900) ont été extraites des plages du sud des Landes (SOGREAH, 1988, cité dans Manaud et al., 2001). C’est aussi le cas en baie de Wissant (Pas-de-Calais, France) passée brusquement, de 1985 à 1990, d’un excès à une pénurie de sable  à la suite de décennies de prélèvements sur la plage, dans les avant-dunes et en avant de la côte. En quelques années le niveau de la plage s’est abaissé de plus de 4 m (Battiau-Queney, 2008, 2010a). Les jetées et épis bloquent les transferts longitudinaux de sédiments et entraînent inévitablement de l’érosion en aval-dérive. De très nombreux exemples illustrent ce rôle néfaste, partout dans le monde.

 

Le dernier volet de cette étude ( partie 3/3) sera publié la semaine prochaine.

 

 

Références

 

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