Chapitre 1 : Dynamique de l’érosion des côtes rocheuses à falaise et cadre
2. Cadre régional de l’étude : contextes géologiques et conditions des forçages
2. 1. Introduction : localisation géographique et enjeux. ... 48 2. 2. Contexte géologique et morpho-structural. ... 53
2. 2. 1. Cadre général. ... 53 2. 2. 2. Evolution géodynamique : mise en place du contexte actuel. ... 55 2. 2. 3. Cadre litho-structural de la côte (définition des unités litho-structurales). ... 60
2. 3. Conditions générales des forçages (précipitations, tempêtes, séismes). ... 67
2. 3. 1. Contexte subaérien (précipitation). ... 67 2. 3. 2. Contexte marin (tempête et variation eustatique). ... 72 2. 3. 3. Cadre sismo-tectonique. ... 84
2. 4. Synthèse du cadre général de l’étude : contextes géologiques et conditions des forçages météo-marins et sismiques. ... 88
3. Elaboration de la stratégie d’approche concernant l’étude de l’érosion de la côte rocheuse PACA. ... 91
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1. Etat de l’art de la dynamique érosive des côtes rocheuses à
falaise.
1. 1. Introduction : définition du littoral et de son interaction avec les
interfaces Terre, Mer et Atmosphère.
La notion de ‘‘littoral’’ désigne dans son sens général l’interface de contact entre la terre et la mer. Bien que le terme soit apparu dès la fin du XIXe siècle9, son exacte définition est cependant difficile à déterminer compte tenu des différents concepts qui lui sont accordés (ex. géographiques, géomorphologiques, océanographiques, biologiques, juridiques ou populaires). Dans ce travail nous entendrons par littoral, l’entité géographique et
géomorphologique. Au cours des deux derniers siècles sa signification a évolué selon plusieurs
aspects influençant aujourd’hui différentes approches d’étude : depuis la considération d’une simple interface linéaire vers celle d’un système complexe composé d’unités spatiales plus vastes comme les falaises ou les plateformes d’abrasion marine. Afin de définir le littoral, il convient d’aborder les notions propres à la mise en place de ces deux unités ainsi que de déterminer quelles-sont les limites spatiales de la côte et son évolution au cours du temps ?
La première notion historique considère le littoral comme étant une ligne de séparation entre la terre et la mer (Aulard, 1793). Cette ligne peut être matérialisée par la laisse de pleine mer10, la courbe de niveau 0 m NGF11 ou la paroi des falaises abruptes. Elle définit aujourd’hui le concept général du trait de côte utilisé comme base de référence lors du suivi de l’érosion (ex. Dolan et al., 1980 ; Cromwel et al., 1991 ; Douglas et Cromwel, 2000 ; Moore et Griggs,
2002 ; Costa et al., 2004) dont la délimitation est simplifiée pour les milieux microtidaux
compte tenu d’un faible marnage (ex.Jiménez et al. 1997 ; Sabatier et Suanez, 2003 ; Durand
et Heurtefeux, 2005 ; Brunel, 2010).
Cette même ligne conceptuelle est ensuite élargie à un cordon plus vaste (De Martonne, 1909) μ ‘‘le domaine des formes littorales n’est pas seulement la ligne idéale qui sépare […] à petite échelle, la terre ferme de la mer. Sur le terrain, il apparaît clairement que le domaine littoral comprend tout ce qui, soit au-dessous, soit au-dessus du niveau moyen des eaux, est
9Emprunté du latin ‘‘litoralis’’ pour désigner ‘‘ce qui est situé au bord de la mer’’, c’est-à-dire le rivage (Aulard,
1793).
10 C’est-à-dire la partie terrestre qui n’est jamais recouverte lors de la marée. 11 Située entre la laisse des plus hautes et des plus basses eaux.
13 soumis à l’action des forces responsables du tracé de la côte et de ses changements’’. Cette dernière considération est le fondement de la vision contemporaine du littoral, qui dès les années 1960 le définira à partir de sa nature géomorphologique (ex. Guilcher, 1964 ;
Doumenge, 1965 ; Sunamura 1992). Plusieurs entités morphologiques lui sont alors associées
en fonction de leurs mises en place telles que (Figure 1) :
Figure 1. Illustration de la configuration générale du littoral rocheux et sableux.
- les formes d’ablation sur les côtes rocheuses ou à falaise. Elles sont engendrées par des attaques marines et atmosphériques. Les conditions structurales et lithologiques seraient déterminantes pour expliquer l’évolution du démantèlement des falaises aux échelles annuelles et séculaires. Elles sont classiquement étudiées à partir des photographies aériennes (ex. Moore et Griggs, 2002 ; Costa et al., 2004 ; Marques, 2006) et plus récemment à partir des outils LiDAR12 (ex. Lim et al., 2005 ; Rosser et al., 2005 ; Young
et Ashford, 2006 ; Dewez et al., 2007). La question de la relation entre l’intensité des
forçages et la résistance des roches est essentielle pour appréhender l’érosion
(Sunamura, 1992) ;
- les formes d’accumulation (plages, dunes, galets, rochers) qui naissent du remaniement marin des sédiments arrachés à la côte (ex. falaise) et du transport sédimentaire qui
12‘‘Light Detection And Ranging’’ méthode de détection utilisant la technologie laser telle que le Terrestrial-Laser- Scanning (TLS).
14 contribuent à ‘‘l’engraissement’’ des côtes (Whitford et Thornton, 1993 ; Masselink et
al., 2008) ;
- les formes intermédiaires situées sur l’estran telles que les plateformes d’abrasion marine. Elles sont issues du recul des falaises à l’échelle millénaire et sont solidaires des formes d’ablation (ex. falaises) et/ou d’accumulation (ex. plages). Les méthodes de datations absolues de leurs surfaces permettent d’aborder l’érosion des falaises sur le long terme (ex. de Lange et Moon, 2005 ; Regard et al., 2012, 2013).
Sous l’interaction des éléments Terre / Mer / Atmosphère, l’espace littoral devient donc celui de la solidarité des entités qui constituent le socle d’un paysage en transition. Cet environnement peut donc aussi être décrit verticalement selon les trois unités tidales (Guilcher, 1964, Figure 2).
Figure 2. Physiographie côtière des unités tidales de l’interface Terre / Mer / Atmosphère (modifié de Guilcher, 1965).
- la zone infratidale est localisée en dessous du niveau des plus basses eaux (marée basse), elle correspond aux fonds marins qui contrôlent par exemple la hauteur des vagues (Komar, 1998 ; Grasso, 2009) ;
- la zone mésotidale (zone de déferlement des vagues et de marnage) qui peut être fortement réduite en cas de régime microtidal. C’est la zone où les vagues déferlent sur les plateformes d’érosion marine et les falaises (Sunamura, 1992 ; Korgure, 2006 ;
Dornbush et al, 2008 ; Hall et al., 2008 ; Hamson et al., 2008) ;
- la zone supratidale correspond à la portion de falaise émergée en permanence. Elle est sous l’influence des forçages atmosphériques (ex. précipitations) et marins (ex.
15 embruns) (Prick, 1996 ; Duperret et al., 2004 ; Brook et Spencer, 2010 ; Kuhn et Prüfer,
2014).
La question de la délimitation du littoral est un problème lié à la difficulté de déterminer précisément le domaine d’action des forçages météo-marins. Par exemple la tentative de fixer la zone littorale terrestre à partir d’une altitude constante présente quelques limites (ex. du projet
LOIC, 2010) μ la considération d’une altitude de 200 m NGF inclurait Paris au littoral alors que
certains massifs côtiers méditerranéens en seraient exclus. La problématique fondamentale est donc de déterminer jusqu’où l’influence globale de son évolution se fait-elle ressentir pour une échelle temporelle donnée ? D’un point de vue géomorphologique nous retiendrons comme limite terrestre (zone supratidale) le versant orienté vers la côte. En effet une ablation de sa partie basale par création de falaise peut avoir à terme une influence sur l’ensemble de sa morphologie. Cette limite varie donc en fonction de la topographie du relief de l’arrière-pays. Quant à la limite inférieure (zone infratidale), elle peut être fixée sur la plateforme d’érosion ou plutôt sur le plateau continental qui conditionne la formation des vagues.
A l’échelle mondiale le littoral est majoritairement composé de côtes rocheuses à falaise
(Emery et Kuhn, 1982, Figure 3). Elles sont les témoins de l’évolution des paysages côtiers par
perte irréversible des terres par rapport à la mer. Le recul des falaises s’accompagne souvent au niveau de leur base d’un développement de bancs rocheux plats et érodés : les plateformes d’abrasion marine (ou platiers rocheux). Nous focaliserons notre travail de recherche uniquement sur ces deux entités (falaises et plateformes). En effet elles constituent les marqueurs les plus représentatifs de l’évolution du système côtier.
Cette diversité des paysages est associée à la fois aux propriétés intrinsèques13 de la roche et à la conjugaison complexe des forçages14 marins et subaériens (ex. Sunamura, 1992 ;
Stephenson et Kirk, 2000 ; Trenhaile 2000 ; Brossard et Duperret, 2004 ; Duperret et al., 2004 ;
Andriani et al., 2005 ; Naylor and Stephenson, 2010 ; Naylor et al., 2010).
13 Telles que la nature lithologique, la résistance mécanique, le niveau de discontinuité.
14 Tels que l’impact des vagues, l’haloclastie, les processus d’humidification/séchage, la dissolution et l’oxydation, la thermoclastie, ou la bio-érosion.
16 Figure 3. Distribution à l’échelle mondiale des côtes rocheuses à falaise (d’après Emery et Kuhn, 1982).
Mais le premier facteur qui conditionne la morphologie côtière à l’échelle régionale est de loin la portion héritée des reliefs préexistants (Johnson 1919, 1925 in Woodroffe, 2003 ;
Carter et Woodroffe, 1997 ; Van Rijn, 1998 ; Jiang and Plotnick, 1998), dans ce cas l’évolution
des reliefs côtiers peut être décrite selon un modèle théorique de l’érosion des côtes régionales. Lors d’une transgression marine à l’origine de l’immersion de la côte, le relief n’a
pas encore subit de modification, dans ce cas la côte est considérée comme étant issue d’une formation primaire (Figure 4-a). Elle est très dentelée lors de l’immersion d’une vallée fluviale ou glaciaire (variation eustatique, réajustement isostatique) comme en témoignent les fjords du Baffin au Canada (Kessler et al., 2008) ou les rias de Bretagne (Salomon, 2008). Elle peut aussi être plus lisse (c.-à-d. linéaire à sinueuse) lorsqu’elle est induite par un soulèvement tectonique (jeu de faille) ou par la mise en place d’une coulée de lave comme en témoignent les côtes de Santa Cruz en Californie (Anderson et Anderson, 2010) et d’Hawaii (Mattox et Mangan, 1997 ;
Marie, 2006).
Ces reliefs évoluent ensuite sous l’action des processus d’érosion qui les débarrassent de leurs couches meubles (altérites ou sédiments) pour ne laisser plus que de la roche dure soumise à l’érosion (Salomon, 2008). On parle cette fois-ci d’une côte issue d’une formation secondaire (Figure 4-a). La côte acquiert par la suite une morphologie propre, qui est fonction de la nature de la roche et de son comportement face à l’érosion. C’est précisément ce stade d’évolution qui est le plus couramment étudié afin d’aborder les questions de l’aléa instabilité de falaise. Si la lithologie est homogène la côte acquiert une forme linéaire, par contre si elle
17 est hétérogène, les vagues et les courants désagrègent les parties les plus tendres (érosion différentielle) et des promontoires apparaissent (baies et caps).
Ainsi à grande échelle, les reliefs, synclinaux et anticlinaux (ex. des côtes de Dalmate en Croatie) donnent les dispositions du littoral (baies et caps) et à plus petite échelle fractures et filons forment des promontoires ou au contraire des anses accumulant les sédiments de plages
(Salomon, 2008) (Figure 1 et Figure 4-b). Lorsque le stade de maturation final est accompli, la
côte rocheuse tendrait théoriquement vers un aspect linéaire (Figure 4-b). En effet, l’hypothèse classique soutient que les côtes dentelées (baies et caps) sont immatures et évoluent progressivement vers une configuration linéaire sous l’expression dominante d’une érosion marine (Valentin, 1952 in Finkl, 2004 ; Bloom, 1965 ; Derruau, 1972 ; Trenhaile, 2002).
Figure 4. Modèle d’évolution des côtes à falaise sur le long terme (modifié de Johnson 1919, 1925 in Woodroffe, 2003). a- Mode de formation primaire des falaises correspond à l’immersion de la mer sur un relief préexistant alors que la formation secondaire est associée directement à l’érosion. b- Modèle d’évolution de la côte en fonction de l’héritage de la côte ou de l’érosion différentielle. Le trait de côte tend sous l’action de l’érosion à devenir linéaire (ex. suppression des caps et comblement des baies).
18 Le paysage côtier est donc composé de zones d’ablation et d’accumulation qui évoluent singulièrement selon la nature des reliefs préexistants, des propriétés lithologiques, des régimes hydrodynamiques marins et météorologiques. Compte tenu de cette évolution permanente, la délimitation mobile du littoral ne possède un caractère de ‘‘réel’’ qu’à l’actuel (Sunamura, 1992
; Belov et al., 1999 ; Daigneault, 2001 ; Trenhaile, 2002). La compréhension de son évolution
doit donc être abordée en considérant autant le comportement des falaises que celui des plateformes marines, dans un espace temporel et eustatique complexe.
- La première section (1.2) de cette partie (état de l’art) présente la typologie des falaises dont la morphologie générale est caractéristique des modes dominants de l’érosion (subaériens, marins ou intermédiaires) ;
- La deuxième section (1.3) détaille le modèle classique de l’érosion mettant en place
les systèmes de falaise depuis les stades préparatoires et déclencheurs (dégradation de la résistance mécanique/ effet de seuil) jusqu’à l’accumulation des débris sur la base des falaises. Nous verrons que la répétition à long terme de ce modèle est à l’origine du développement des plateformes d’érosion marine ;
- La troisième section (1.4) présente la morphologie des plateformes marines et leur mise en place selon différents modèles d’érosion. L’intérêt de l’étude des plateformes est motivé par le fait qu’elles constituent des marqueurs évidents du recul des falaises sur le long terme (ex. Holocène) ;
- Enfin, dans la cinquième et dernière section (1.5) nous proposons une synthèse permettant d’établir les questions fondamentales, les enjeux scientifiques et les approches méthodologiques concernant l’étude de l’érosion des côtes rocheuses.
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1. 2. Typologies des falaises et modèle général de l’érosion.
Le terme ‘‘falaise’’ désigne dans son sens général une paroi soumise à l’action des vagues (Derruau, 1972 ; Foucault et Raoult, 1995). Quelle que soit son origine rocheuse ou meuble, la falaise est un escarpement situé sur la partie supratidale (en amont de la plateforme d’érosion). Elle possède une pente supérieure à 15° avec des hauteurs très variées (Guilcher,
1967 in Derruau 1972) allant de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres. Cependant
une pente minimum de 15° semble trop faible pour engendrer une dynamique gravitaire par effondrement rocheux ou par glissement de matériaux meubles. En effet la pente minimum de stabilité de certains débris rocheux et du sable est plutôt fixée entre 30° et 45°. Nous retiendrons donc plutôt la définition d’un escarpement abrupt supérieur à 30-50° situé au contact ou à
proximité de la mer (telle que Daigneau, 2001). Lorsque l’escarpement est directement en
contact avec la mer, la falaise est dite ‘‘vive’’, alors que s’il est séparé de la mer par l’accumulation d’une zone d’éboulis on parle de falaise ‘‘morte’’ (ex. Derruau, 1967 ; Emery et
Kuhn, 1982) (Figure 5). La partie basale est désignée comme étant le ‘‘pied de falaise’’, et la
partie sommitale située au niveau de la rupture de pente comme étant la ‘‘tête de falaise’’.
Figure 5. Configuration générale d’une falaise (vue en coupe). a- Illustration d’une falaise ‘‘vive’’ soumise aux sollicitations marines et subaériennes. b- Illustration d’une falaise ‘‘morte’’ protégée des sollicitations marines par des débris d’effondrement en pied de falaise. La configuration diversifiée des falaises dépend de nombreux paramètres dont les principaux sont la nature lithologique, la structure géologique, la hauteur, et les processus d’érosion en cours ou passés (Sunamura, 1992 ; Trenhaile et al., 2002 ; Damgaard et Dong,
2004 ; Nunes et al., 2009). Uniquement à partir du critère lithologique on peut distinguer trois
20 (1) Les falaises consolidées sont constituées de roches compacts et peu déformables (ex. sédimentaires, métamorphiques, cristallines ou volcaniques). Elles présentent un profil topographique plutôt vertical avec des hauteurs maximales comprises entre quelques mètres et plusieurs centaines de mètres. La dynamique érosive s’exprime principalement par des effondrements gravitaires avec des taux de recul relativement ‘‘lents’’ (ordre du millimètre au centimètre par an, ex. Costa et al. 2004 ; Marques et al., 2006 ; Rosser et al. 2013). Parmi les falaises sédimentaires les plus connues on peut citer les falaises crayeuses de Normandie ou du Sud-Est de l’Angleterre (Figure 6). Avec une hauteur de 10 à 60 m, elles seraient soumises à des processus de karstification et marins (régime méso à macrotidal) qui occasionnent des reculs allant de 5 à 60 cm.an-1 (Costa et al., 2004 ; Duperret et al., 2004 ; Moses et Robinson,
2011 ; Dewez et al. 2013 ; Letortu, 2013 ; Rosser et al. 2013). On peut aussi énumérer les
falaises gréseuses du Cap Fréhel en Bretagne et les imposantes falaises calcaires de l’île du Prince Léopold au Canada (Figure 7). Quant aux reculs des falaises calcaires de la côte Atlantique du Portugal (régime mésotidal), ils sont d’environ 10 cm.an-1 (Marques et al., 2006). A noter que la conservation d’une stratification horizontale assure un démantèlement selon les plans de fracturation, à la différence de la Côte Basque qui est plutôt caractérisée par une configuration plus sinueuse sous l’influence du cadre géologique marqué par une déformation subverticale (Figure 8). Parmi les falaises les plus résistantes on retrouve celles composées de roches cristallines et volcaniques (Figure 9). Elles constituent le plus souvent des falaises plongeantes marquées par des abrupts prononcés comme les falaises granitiques de Moheren Irlande ou celles en tuf volcanique d’Escha-Ness au Royaume-Uni (Hall et al., 2006). Lorsqu’elles dépassent 600 m d’altitude on parle de méga-falaises dont la hauteur record de 1005 m est détenue par les falaises en coulée de basalte d’Umilehi Point à Hawaii (Figure 9).
(2) Les falaises non consolidées sont formées de matériaux meubles tels que l’argile, le sable ou les graviers (ex. Collins et Sitar, 2008). D’une hauteur de quelques dizaines de mètres (Figure 10), elles possèdent une pente plus douce associée au critère de stabilité des dépôts meubles. Les modes d’érosion se traduisent principalement par des effondrements, glissements et affaissements de terrain. Compte tenu du caractère meuble des matériaux, les vitesses de recul comptent parmi les plus rapides (ordre métrique à pluri-métrique par an). C’est d’ailleurs pour cette raison qu’elles comptent parmi les objets côtiers les plus étudiés (Naylor
et al., 2010) puisque l’érosion est facilement observable (ex. Hall, 2002 ; Moore et Griggs,
2002 ; Dong et Guzzetti, 2005 ; Himmelstoss et al., 2006 ; Collins et Sitar, 2008 ; Lee, 2008 ;
21 Figure 6. Exemples de falaises carbonatées (ex. craie). a- Falaise d’Aval à Etretat15
(Normandie, France). Les plans de stratifications (S) sont bien visibles et découpés par des fracturations (F) à l’origine de la formation d’entonnoir de karstification. b- Falaise située au Sud de l’Angleterre (Moses et Robinson, 2011). La plateforme développée en pied de falaise est visible à marée basse.
Figure 7. Exemples de falaises détritiques (grès). a- Falaise du Cap Fréhel16 (Bretagne, France). b- Falaise de l’île du Prince Léopold17 (archipel de Nunavut Canada). A noter la présence de fractures (ligne rouge, F) découpant la stratigraphie (ligne jaune, S).
15Crédit photo : https://hypecommunity.files.wordpress.com/2011/01/etretat-3791881.jpg (auteur : C. Benoit)
16Crédit photo (licence Creative Commons) : http://www.all-free-photos.com/show/showphoto.php?idph=PI17271&lang=fr (auteur : cf. web master) 17Crédit photo (licence Creative Commons) : https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Tip_of_Prince_Leopold_Island.jpg?uselang=fr (auteur : Timkal).
22 Figure 8. Exemples de falaises affectées par une déformation prononcée (flysch). a- Falaise de Zumaïa18 (Pays Basque). b- falaise d’Anglet19 (Pays Basque). Les lignes jaunes (S) matérialisent les plans stratigraphiques.
Figure 9. Exemples de falaises cristallines (granite) et volcaniques (basalte, andésite). a- Falaise de granite et de basalte de Moher20 (région de Clare, Irlande). b- Falaise de tuf andésitique d’Escha Ness (Shetland, Royaume-Uni, Hall et al., 2006). c et d- Falaises volcaniques les plus hautes du monde d’Umilehi Point21et22 (Hawaii). A noter la présence de fractures (ligne rouge, F) découpant la stratigraphie (ligne jaune, S).
18Crédit photo (Maison Donamaria) : http://maisondhotessaintjeanpieddeport.blogspot.fr/2011/03/les-falaises-deflysch-zumaia-dans-la.html 19Crédit photo (WebPlanet) : http://www.tourisme-seignosse.com/fr-le_pays_basque.html
20Crédit photo (licence Creative Commons) : https://www.flickr.com/photos/77232208@N00 (auteur : Ashley Clark) 21Crédit photo (licence Tous droits réservé): https://www.flickr.com/photos/11541209@N06 (auteur : Michael Huey)
22Crédite photo (licence Domaine Publique) : http://www.publicdomainpictures.net/view-image.php?image=3127&picture=top-of-highest-cliffs-in- the-world (auteur : Florence Lilly)
23 on peut citer les falaises du Massachusetts (ex. Himmelstoss et al., 2006), celles de Suffolk et de North-Norfolk dont les reculs peuvent atteindre tout de même 7 m.an-1 (ex. Lee, 2008), et enfin les falaises du comté de San Diego en Californie (ex. Del Mar) qui sont connues pour leur glissement de terrain (ex. Young et al., 2009).
(3) Enfin selon la disposition des matériaux (structure géologique) les falaises
intermédiaires possèdent les caractéristiques combinées des deux précédents types de falaises.
Par exemple lorsque la base est constituée de matériaux consolidés et que la tête est composée de matériaux meubles, la topographie de la falaise présente une pente abrupte en pied et plus émoussée en tête (Figure 10-d), comme les falaises de Solana Beach du comté de San Diego en Californie (Young et Ashford, 2008). Cette dernière typologie inclue donc une très grande variété de configuration qui dépend de la disposition des matériaux.
Figure 10. Exemples de falaises meubles (sable, gravier, argile). a- Falaise de sable et d’argile
du cap Cod (Massachusetts, Etats-Unis, Julie Albagnac in Caplain, 2011). b- Falaise de sable, graviers et d’argile de North Norfolk (Royaume-Uni, Lee, 2008). c- Falaise argileuse23
(Californie, Etats-Unis). d- Falaise intermédiaire de grès et de sable de la plage de Solana Beach24 (Californie, Etats-Unis).
23Crédit photo (licence Domaine public) : http://soundwaves.usgs.gov/2007/07/pubs2.html (auteur : Cheryl Kapke)
24 De ce fait la tendance générale des profils topographiques (pan de falaise) dépend du caractère homogène ou hétérogène des lithologies. Par exemple pour une configuration horizontale le profil peut être structuré (Figure 11) :
Figure 11. Typologie du profil des falaises (modifié de Nunes et al., 2009). a, b, c, d- Lithologie homogène. e, f- Lithologies hétérogènes. g- Formation d’une encoche en pied de falaise appelée aussi ‘‘notch’’.
- pour les falaises à lithologie homogène selon quatre typologies caractéristiques (falaises consolidées à meubles) :
(1) les falaises subverticales, où la position du pied et de la tête de falaise sont relativement proches (Figure 11-a) ;
(2) les falaises moyennement inclinées selon une pente rectiligne (Figure 11-b) ; (3) les falaises concaves, convexes ou semi-rectilignes (Figure 11-c) ;
(4) les falaises combinées, par exemple concaves sur la partie inférieure et convexe sur la partie sommitale (Figure 11-d).
- pour des falaises hétérogènes (falaises intermédiaires), les profils sont plus contrastés du fait d’une érosion différentielle. On retrouve donc des profils en pied soit subverticaux, convexes ou bien concaves (Figure 11-e et f) ;
- indépendamment du caractère homogène ou hétérogène, le pied de falaise peut aussi être affecté par un renfoncement d’érosion (Figure 11-g), appelé sous-cavage (‘‘notch’’) qui est un marqueur caractéristique de l’érosion marine (ex. Sunamura,
25 Cette diversité des profils de pente illustre plusieurs modes d’érosion associés à la