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Hiérarchisation des facteurs d’érosion des falaises côtières du site au globe
Melody Premaillon
To cite this version:
Melody Premaillon. Hiérarchisation des facteurs d’érosion des falaises côtières du site au globe. Géo-
morphologie. Université Paul Sabatier - Toulouse III, 2018. Français. �NNT : 2018TOU30317�. �tel-
02414918�
TH` ESE
En vue de l’obtention du
DOCTORAT DE L’UNIVERSIT´ E DE TOULOUSE
D´ elivr´ e par: Universit´ e Toulouse III Paul Sabatier (UT3 Paul Sabatier)
pr´ esent´ ee et soutenue publiquement par
M´ elody Pr´ emaillon
le 6 d´ ecembre 2018
Titre:
Hi´ erarchisation des facteurs d’´ erosion des falaises cˆ oti` eres du site au globe
Directeur de th` ese : Vincent Regard Co-directeur de th` ese : Thomas Dewez
Ecole doctorale: ´ Sciences de l’univers, de l’environnement et de l’espace (SDU2E) Discipline ou sp´ ecialit´ e: Sciences de la Terre et des Plan` etes Solides
JURY:
St´ ephane Bonnet, Professeur, GET Toulouse Pr´ esident du jury
Anne Duperret, MC, LOMC Le Havre Rapporteure
Serge Suanez, Professeur, LETG Brest Rapporteur
Larissa Naylor, Reader, Glasgow Examinatrice
Bruno Castelles, DR CNRS, EPOC Bordeaux Examinateur
Gilles Grandjean, BRGM, Orl´ eans Examinateur
Vincent Regard, MC, GET Toulouse Directeur de th` ese
Thomas Dewez, BRGM, Orl´ eans Co-directeur de th` ese
Si Jurassic Parc est le meilleur film de l’univers, ce n’est pas seulement grˆ ace au talent de Steven Spielberg, dont le nom sera toujours associ´ e seul ` a cette œuvre, mais c’est aussi grˆ ace ` a toute l’´ equipe qui a travaill´ e dessus. Il en est de mˆ eme pour ce travail de th` ese dont mon nom sera toujours associ´ e seul ` a cette œuvre, euh ce manuscrit, mais qui a ´ et´ e possible grˆ ace ` a une kyrielle de personnes. Apr` es cette m´ etaphore douteuse, je tiens ` a remercier les personnes qui ont permis l’´ ecriture de ce manuscrit possible, et pour cela, nous allons ˆ etre oblig´ es de remonter un peu plus loin dans le temps.
C’est lors de ma seconde ann´ ee en ´ ecole d’ing´ enieur ` a Nancy que la recherche a commenc´ e ` a m’attirer. Je remercie plusieurs personnes pour m’avoir entrain´ ee vers le monde de la recherche, en premier Manu qui m’a tant soutenue et orient´ ee vers le master Terre et Plan` etes. Ensuite, merci ` a toutes les discussions sur mon orientation que j’ai pu avoir avec Michel Bu` es, David Jousselin et Rapha¨el Pik, et enfin ` a mes deux directeurs de master recherche Pierre-Henri Blard et J´ erˆ ome Lav´ e. Avant le master 2, j’ai r´ ealis´ e un premier stage au BRGM de Rennes sous la supervision de Jean-Michel Schroetter.
C’est grˆ ace ` a lui et ` a la beaut´ e des cˆ otes bretonnes que j’ai eu envie d’´ etudier les falaises.
C’est aussi Jean-Michel qui m’a recommand´ ee un an plus tard ` a Thomas Dewez, qui deviendra mon directeur pour un stage au BRGM d’Orl´ eans. Donc Thomas, cela fait cinq ans qu’on se connait et que l’on travaille ensemble. Je tiens ` a te remercier pour tout ce que tu m’as appris. M´ ethodologiquement, que ce soit pour les m´ ethodes lidar ou photogramm´ etriques, mais surtout pour l’initiation ` a R, le meilleur logiciel du monde.
J’esp` ere que maintenant tu vas te mettre ` a ggplot ! Mais aussi pour les discussions en rapport plus ou moins direct avec la th` ese, que ce soit sur le graphisme ou la photographie et l’art. C’est aussi Thomas qui m’a recommand´ ee ` a Vincent Regard pour cette th` ese, que j’ai dˆ u attendre pendant un an car mes notes de master ne me permettaient pas de pr´ etendre ` a une bourse doctorale. Donc d´ ej` a, merci ` a Thomas et Vincent d’avoir mis´ e sur une avant derni` ere de promo et d’avoir mont´ e les dossiers pour acc´ eder ` a d’autres bourses (R´ egion Midi-Pyr´ en´ ees et BRGM). Vincent, ¸ca a ´ et´ e vraiment super de travailler avec toi, la balance parfaite entre une pr´ esence d` es que j’en avais besoin et une grande libert´ e que tu m’as laiss´ ee dans la gestion de mon sujet de th` ese. Mais surtout, merci pour ton humanit´ e et ta gentillesse qui sont juste incroyables.
Une grande partie de ma th` ese a ´ et´ e de constituer une base de donn´ ees d’´ erosion.
Merci ` a Yves Auda de m’avoir initi´ ee aux bases de donn´ ees relationnelles, sans toi je me
serais retrouv´ ee avec un vieux tableau excel tout pourri ! Ensuite, pour le remplissage de
la base de donn´ ees, merci ` a ceux avec qui j’ai pu avoir des discussions pour avoir acc` es ` a
une estimation des for¸cages externes. Laurent Roblou pour la mar´ ee, Yves God´ eris pour
le climat, Rodrigo Pedrerospour la houle. Enfin, un ´ enorme merci ` a J´ er´ emy Rohmer et
Vincent Labb´ e pour m’avoir initi´ ee aux Random Forest, ¸ca n’´ etait absolument pas pr´ evu comme m´ ethode d’analyse au d´ ebut de ma th` ese, mais quelle classe ce truc ! Ensuite, pour la partie de l’analyse de l’´ evolution de Socoa, c’est bien sˆ ur un grand merci que je tiens ` a faire ` a Nick Rosser qui m’a accueillie ` a Durham pendant deux mois.
Tout au long des trois ans, ce travail de th` ese a ´ et´ e surveill´ e de pr` es par le comit´ e de th` ese qui veillait au grain. Alors un grand merci ` a S´ ebastien Carretier, Alise Nardin, Delphine Rouby et Christophe Garnier pour ce suivi et vos conseils avis´ es ! Je remercie le jury pour l’´ evaluation finale, Serge Suanez et Anne Duperret (une LH woman !), mes rap- porteurs. Merci aux examinateurs : Larissa Naylor, Bruno Castelle et Gilles Grandjean d’ˆ etre venus assister ` a ma th` ese.
Merci aussi aux techniciens et personnel du laboratoire ! Ludovic Menjo pour la DRX, Carine Baritaux pour l’accueil et l’accent chaleureux, et Sylvie de la cantine pour un sourire tous les midis.
Et bien sˆ ur, cette th` ese n’aurait pas ´ et´ e la mˆ eme sans les amis. D´ ej` a en arrivant, une fine ´ equipe de th´ esards ´ etait d´ ej` a l` a pour accueillir les nouveaux . Il y avait les deux vieux piliers ` a connaitre pour bien s’int´ egrer : merci ` a Alex pour la gestion de la vie sociale de derri` ere ta cage et L´ eandre pour la prune de m´ em´ e et les excursions au parc des expos.
Plus g´ en´ eralement, merci aux vieux qui nous ont appris le sens du mot peigne-cul : Bryancoco virgule s** pour l’apprentissage de la cochelinchine et Gillou pour l’Orval et le poulycroc. Thomas Leleu, merci de m’avoir fait d´ ecouvrir madame Jourdain et Diego live Bercy 92 , et merci d’aimer Saint Etienne, ton chat est p´ enible.
Puis il y a ma promo, aka les mouflettes. Il y a eu en premier Juliette, avec qui ¸ca a ´ et´ e le coup de foudre au premier regard dans la caf´ eteria du PAE, merci pour ces trois ann´ ees d’´ evolution commune du domac aux lacrymos ! Le terrier principal des mouflettes ´ etait la S9 : avec Alice, merci pour ton sourire constant et je garde un souvenir imp´ erissable de cette fougasse matinale ! Bien sˆ ur, merci ` a Maxime d’avoir ´ et´ e l` a et pour ta capacit´ e
`
a toujours r´ eussir ` a me faire ins´ erer de la mod´ eration dans mes propos. Merci ` a Lo¨ıs pour des d´ ebats sans cesse renouvel´ es et aux propos mesur´ es sur la terrasse et ton talent d’organisateur d’´ ev` enements festifs. Enfin, je suis oblig´ ee de dire quelque chose sur lui, mais ne pensez pas que je l’appr´ ecie ou quoi que ce soit, c’est juste par politesse car on a ´ et´ e co-bureau longtemps et qu’un jour, il m’a vaguement aid´ e en Latex, alors je suis oblig´ ee de le citer. Donc : merci Pierre Maffre (en plus, tu fais d´ efinitivement trop de bruit en tapant ` a l’ordinateur et tu ne veux pas enlever cette eau).
Ensuite, il y a tous les b´ eb´ es des promos d’apr` es : les autres co-bureau de derni` ere
ann´ ee : Artiom, j’ai ´ et´ e ravie d’ˆ etre ta garde du corps et Dada merci d’ˆ etre rest´ ee copine
avec moi malgr´ e le racisme de Jos´ ephine. Merci au fit girls, je ne sais pas si c’est Rizzilito
ou nos fous rires qui auront le plus fait travailler nos abdos mais en tout cas je compte
bien rigoler et fiter avec vous pendant encore longtemps ! Sofia, merci pour les pauses caf´ e
Merci ` a Camila, je ne connais rien ni personne de si hyper super bonne humeur tout le temps ! Un jour, j’irai te voir au Chili pour boire du teremoto avec Val´ eria ! Merci aussi
`
a Martin qui m’a aid´ ee ` a ´ ecrire une intro qui envoie du pˆ at´ e. Et merci ` a tous les autres, doctorants ou non : merci Anissa, Vianney R, Cl´ ement, L´ eopold, Manon, Jing, Antonin, Audrey, L´ el´ e et Tika, Bertrand, Emma et Floriane !
Enfin bien sˆ ur, la cr` eme de la cr` eme au marron pour la fin et mes mod` eles de vie :
merci ` a mon Papa et ma Maman. C’est en grande partie grˆ ace ` a vous que je suis ce que
je suis aujourd’hui, vous avoir ` a ma soutenance ´ etait un cadeau exceptionnel. Merci ` a ma
sœur jumelle Fanny qui est graphiste et qui a fait toutes les illustrations de ce manuscrit
(vous verrez, elles sont tr` es belles). Merci ` a Jos´ ephine .
Remerciements . . . . i
1 Introduction 1 1.1 Introduction g´ en´ erale, les falaises, d´ efinition, ´ evolution, int´ erˆ et . . . . 3
1.1.1 Le milieu littoral . . . . 3
1.1.2 D´ efinition : falaises littorales . . . . 4
1.1.3 Morphologie des falaises . . . . 5
1.1.4 Morphologie du platier et de l’estran . . . . 6
1.1.5 Pourquoi s’int´ eresse-t-on ` a l’´ erosion des cˆ otes ? . . . . 7
1.2 Les falaises cˆ oti` eres : une morphologie en ´ erosion . . . . 10
1.2.1 D´ efinition : ´ ecroulement . . . . 10
1.2.2 D´ efinition : Taux d’´ erosion . . . . 12
1.2.3 Cycle continental : Pr´ eparation et ´ ecroulement . . . . 15
1.2.4 Cycle marin et ´ evolution de l’estran . . . . 16
1.3 De nombreux for¸cages en pr´ esence . . . . 18
1.3.1 For¸cages et processus suba´ eriens . . . . 19
1.3.2 For¸cages et processus marins . . . . 20
1.3.3 Etat du massif rocheux ´ . . . . 21
1.3.4 Autres processus : anthropisme, bio´ erosion . . . . 22
1.3.5 Relation et r´ etroactions entre les for¸cages et r´ eponse des syst` emes cˆ otiers . . . . 23
1.4 Une ´ erosion tr` es variable spatialement et temporellement. Quels sont les liens entre for¸cages et r´ eponse de la falaise ? . . . . 24
1.4.1 Variations ` a ´ echelle locales . . . . 24
1.4.2 Variations ` a ´ echelle r´ egionale . . . . 26
1.4.3 Variations ` a ´ echelle du monde . . . . 27
1.5 Synth` ese de l’´ etat de l’art, connaissances manquantes et objectifs de la
th` ese. . . . . 29
2 Mise en place de GlobR2C2 33
2.1 Introduction . . . . 35
2.2 Structure de la base de donn´ ees . . . . 36
2.2.1 Pr´ esentation des bases de donn´ ees relationnelles . . . . 36
2.2.2 Construction de GlobR2C2 . . . . 37
2.2.3 Source des informations, qu’a-t-on entr´ e dans la base de donn´ ees ? 39 2.2.4 Le cas de l’atlas fran¸cais du trait de cˆ ote de Perherin et al. (2012) 39 2.3 Quelles informations a-t-on mises dans la base de donn´ ees ? Description des entit´ es . . . . 41
2.3.1 Description de la falaise . . . . 41
2.3.2 Description de la r´ esistance de la falaise : crit` ere de Hoek et Brown (1997) . . . . 43
2.3.3 Description de l’´ erosion . . . . 45
2.3.4 Description des for¸cages externes . . . . 46
2.3.5 Vers une base de donn´ ees op´ erationnelle . . . . 48
2.3.6 Bilan : quels for¸cages ont ´ et´ e pris en compte ? . . . . 50
2.4 Discussion : sur la m´ ethode et la litt´ erature . . . . 51
2.4.1 Chiffres g´ en´ eraux, compl´ etude de la base de donn´ ees . . . . 51
2.4.2 Comment l’´ erosion est-elle mesur´ ee ? . . . . 52
2.4.3 O` u l’´ erosion est-elle mesur´ ee ? . . . . 53
2.4.4 Repr´ esentativit´ e des donn´ ees . . . . 55
2.4.5 Conclusions . . . . 58
3 Analyse statistique GlobR2C2 59 3.1 Introduction, int´ erˆ ets et objectifs de l’´ etude . . . . 61
3.2 Analyse exploratoire, liens entre ´ erosion et for¸cages . . . . 63
3.2.1 For¸cages dus ` a la nature de la falaise . . . . 63
3.2.2 For¸cages marins . . . . 66
3.2.3 For¸cages continentaux . . . . 68
3.3 Pr´ esentation du Machine learning et des random forest . . . . 72
3.3.1 Qu’est-ce que l’apprentissage automatique ? Utilisation . . . . 72
3.3.2 Principe de l’apprentissage automatique . . . . 72
3.3.3 Comment ´ evaluer la qualit´ e d’un pr´ edicteur ? . . . . 73
3.3.4 Optimisation des algorithmes et validation crois´ ee . . . . 75
3.3.5 Arbres de d´ ecision et bagging . . . . 75
3.3.6 Les random forest . . . . 78
3.4 Application des random forest : vers une pr´ ediction des taux d’´ erosion et
une hi´ erarchisation des for¸cages . . . . 80
3.4.1 Qu’est ce qui est ` a pr´ edire et avec quels pr´ edicteurs ? . . . . 80
3.4.2 Optimisation des param` etres . . . . 81
3.4.3 R´ esultats . . . . 82
3.4.4 Importance des variables . . . . 84
3.4.5 Discussion sur le choix du seuil de coupure . . . . 85
3.4.6 De combien de variable a-t-on besoin pour ˆ etre pr´ edictif ? . . . . . 86
3.5 Discussion . . . . 87
3.5.1 Comparaison aux ´ etudes pr´ ec´ edentes . . . . 87
3.5.2 Taux d’´ erosion, dur´ ee d’´ etude et comportements stochastique . . . 87
3.5.3 Les pr´ edicteurs sont-ils repr´ esentatifs des for¸cages appliqu´ es ` a la falaise ? . . . . 88
3.5.4 Robustesse des r´ esultats . . . . 89
3.5.5 Discussion sur les relations entre ´ erosion et for¸cages marins . . . . 90
3.5.6 Influence du gel . . . . 92
3.5.7 Perspectives : Vers des calculs de flux de s´ ediments ` a l’´ echelle europ´ eenne . . . . 94
3.6 Conclusion g´ en´ erale . . . . 97
4 Socoa, m´ ethodologie 99 4.1 Pr´ esentation du site d’´ etude . . . 101
4.1.1 Localisation du site de Socoa . . . 101
4.1.2 Contexte g´ eologique et g´ eomorphologique g´ en´ eral . . . 103
4.1.3 For¸cages climatique et marin . . . 104
4.1.4 La falaise de Socoa, G´ eologie et g´ eomorphologie . . . 105
4.1.5 G´ eomorphologie et ´ evolution de la zone . . . 106
4.1.6 Enjeux de l’´ etude . . . 108
4.2 Acquisition des donn´ ees, des photos aux nuages de points . . . 109
4.2.1 G´ en´ eralit´ es sur la photogramm´ etrie . . . 109
4.2.2 Donn´ ees ` a disposition . . . 110
4.2.3 Prise de vue . . . 111
4.2.4 Pr´ ecision attendue . . . 112
4.2.5 Tri des photos . . . 113
4.2.6 Alignement des cam´ eras, et construction du nuage dense . . . 114
4.2.7 D´ ecimation du nuage dense, premier nettoyages . . . 114
4.2.8 Bilan . . . 115
4.3 Estimer les ´ ecarts entre nuages de points : ´ etat de l’art et solution adopt´ ee 116 4.3.1 Une ´ etape pr´ ealable : aligner les nuages de points . . . 116
4.3.2 Pr´ esentation des m´ ethodes de calcul existantes . . . 117
4.3.3 La m´ ethode M3C2 . . . 118
4.3.4 Choix des param` etres M3C2 pour notre cas d’´ etude . . . 119
4.3.5 Bilan, calcul des diff´ erences . . . 120
4.4 Diff´ erences de nuage ` a nuage, quel signal obtient-on ? . . . 121
4.4.1 Pr´ esentation du flux de traitement g´ en´ eral . . . 121
4.4.2 D´ eformations des nuages de points ` a grande longueur d’onde . . . 124
4.4.3 Bruit dans les zones d’ombres . . . 127
4.4.4 R´ esidus d’erreur de registration . . . 130
4.4.5 Derniers signaux parasites : v´ eg´ etations et petites cicatrices isol´ ees 132 4.5 Discussion. Quelle confiance a-t-on dans le catalogue d’´ erosion ? . . . 134
4.5.1 R´ esolution de l’´ etude . . . 134
4.5.2 Confiance en la m´ ethode photogramm´ etrique . . . 134
4.5.3 Evolution du signal des diff´ ´ erences au cours des traitements . . . . 135
4.5.4 Le signal obtenu est-il pertinent ? . . . 138
4.6 Conclusion g´ en´ erale du chapitre 4 . . . 140
5 Evolution Socoa ´ 143 5.1 Analyse g´ en´ erale du catalogue d’´ erosion . . . 145
5.1.1 Pr´ esentation g´ en´ erale . . . 145
5.1.2 Taux de recul moyen . . . 147
5.1.3 Discussion sur le taux de recul moyen . . . 149
5.1.4 Taille et forme des blocs ´ erod´ es . . . 150
5.1.5 Magnitude-fr´ equence . . . 152
5.2 Desquamation des bancs marneux . . . 155
5.2.1 Description des ph´ enom` enes, terrain . . . 155
5.2.2 Analyse DRX de la composition min´ eralogique du banc marneux . 156 5.2.3 Evolution de la zone ouest ´ . . . 157
5.2.4 Description terrain du ph´ enom` ene de desquamation . . . 158
5.2.5 Analyse quantitative . . . 160
5.2.6 Hypoth` eses sur les m´ ecanismes de cr´ eation et d’´ evolution des ronds de sorci` ere . . . 162
5.3 Evolution morphologique des cavit´ ´ es . . . 163
5.3.1 Description morphologique des cavit´ es . . . 163
5.3.2 Analyse quantitative . . . 166
5.3.3 Mod` ele d’´ evolution des cavit´ es . . . 167
5.4 Discussion . . . 169
5.4.1 Processus d’´ erosion et de d´ ecrochement de blocs . . . 169
5.4.2 Temps de retour des ´ ev` enements et taux de recul ` a long terme . . 170
5.4.3 Vers une mod´ elisation d’´ evolution des cavit´ es le long de la Corniche Basque . . . 171 5.4.4 Evolution du platier et devenir des d´ ´ ebris . . . 171 5.4.5 Lien avec les for¸cages . . . 171 5.4.6 Comportement de Socoa par rapport ` a la base de donn´ ees GlobR2C2 172 5.5 Conclusion et perspectives . . . 174
6 Conclusion 177
Liste des figures 183
Liste des tableaux 189
Bibliographie 191
A Article : GlobR2C2 (Global Recession Rates of Coastal Cliffs) : a global rela- tional database to investigate coastal rocky cliff erosion rate variations 209
B R´ ef´ erences des publications encod´ ees dans GlobR2C2 229
C Notice : comparaison de diff´ erentes m´ ethodes de registration 237
I NTRODUCTION
Sommaire
1.1 Introduction g´ en´ erale, les falaises, d´ efinition, ´ evolution, int´ erˆ et . . . . 3
1.2 Les falaises cˆ oti` eres : une morphologie en ´ erosion . . . . 10
1.3 De nombreux for¸ cages en pr´ esence . . . . 18
1.4 Une ´ erosion tr` es variable spatialement et temporellement. Quels sont les liens entre for¸ cages et r´ eponse de la falaise ? . . . . 24
1.5 Synth` ese de l’´ etat de l’art, connaissances manquantes et objectifs de
la th` ese. . . . . 29
1.1 I NTRODUCTION GÉNÉRALE , LES FALAISES , DÉFINITION ,
ÉVOLUTION , INTÉRÊT
1.1.1 Le milieu littoral
Le littoral d´ esigne dans le sens g´ en´ eral l’interface entre la terre et la mer. Cepen- dant, la d´ efinition exacte du littoral peut varier, compte tenu des diff´ erents champs d’expertises qui lui sont consacr´ es (g´ eographie, g´ eomorphologie, oc´ eanographie, biologie, urbanisme, sociologie, etc). Le terme de littoral sera consid´ er´ e dans ce travail comme l’entit´ e g´ eographique et g´ eomorphologique.
Les littoraux pr´ esentent une grande vari´ et´ e de morphologies et des dynamiques d’´ evo- lution vari´ ees. Ainsi, trois types d’environnements littoraux peuvent ˆ etre distingu´ es :
Les cˆ otes sableuses et ` a galets. Elles sont constitu´ ees d’un mat´ eriel non coh´ esif et donc particuli` erement mobile en fonction des for¸cages m´ et´ eo-marines.
Les estuaires et deltas. Ce sont des syst` emes littoraux soumis aux for¸cages oc´ ea- niques (mar´ ee, houle, niveau marin) et continentaux (d´ ebits liquides et solides des fleuves).
Les cˆ otes rocheuses ou ` a falaise. Ce sont des syst` emes comprenant un escarpement et une plateforme rocheuse soumis aux for¸cages marins et continentaux.
Ce travail de th` ese se concentre sur la compr´ ehension de l’´ evolution des cˆ otes ` a falaise.
Figure 1.1 – Illustration de la configuration g´ en´ erale des littoraux rocheux, sableux et estua-
riens, d’apr` es Giuliano (2015)
1.1.2 Définition : falaises littorales
Le terme de falaise littorale d´ esigne une paroi rocheuse soumise ` a l’action des vagues (Derruau, 1972; Foucault et Raoult, 2010). Celle-ci peut ˆ etre constitu´ ee de roches conso- lid´ ees ou non et sa hauteur peut varier de quelques m` etres ` a plusieurs centaines de m` etres. Il n’existe pas de consensus quant ` a la pente minimale par rapport ` a l’horizon- tale d’une falaise cˆ oti` ere, cependant nous consid` ererons qu’elle doit ˆ etre d’au moins 30 ° ` a 45 ° pour engendrer une dynamique gravitaire par ´ ecroulement rocheux ou par glissement de mat´ eriaux meubles.
La partie basale est appel´ ee ’pied de falaise’ et la partie sommitale au niveau de la rupture de pente ’tˆ ete de falaise’. Une falaise est dite ’vive’ lorsque son pied est soumis ` a l’action des vagues alors qu’une falaise est dite ’morte’ quand elle est soustraite ` a l’action des vagues (exemple en figure 1.2).
Figure 1.2 – Cˆ ote d’Argentine ou l’on peut voir au premier plan une falaise vive dont le pied est au contact avec la mer et en arri` ere plan une falaise morte prot´ eg´ ee par des ´ eboulis.
On retrouve des cˆ otes ` a falaise partout dans le monde, mais leur proportion par
rapport aux autres types de cˆ otes n’est pas connue pr´ ecis´ ement. Le chiffre de 80% issu
de la publication de Emery et Kuhn (1982) est souvent cit´ e, mais il s’appuie sur des
informations dont la v´ erification de la fiabilit´ e est impossible ` a faire (observations per-
sonnelles et d’un atlas marin de Isakov (1953)). De plus, le calcul de la proportion de
cˆ ote rocheuse soul` eve le probl` eme majeur connu sous le nom de ’paradoxe du trait de
cˆ ote’ (Mandelbrot, 1983). Ceci est dˆ u au comportement fractal de ces cˆ otes, la valeur
de leur longueur va d´ ependre de la longueur d’onde du calcul. Il est donc difficile de
quantifier exactement la longueur des cˆ otes rocheuses ` a l’´ echelle mondiale. Cependant,
nous pouvons avoir une id´ ee de la proportion de cˆ otes rocheuses grˆ ace ` a la longueur
des cˆ otes sableuses qui a r´ ecemment ´ et´ e estim´ e ` a 31% par Luijendijk et al. (2018). La
proportion de cˆ ote rocheuse est donc d’au moins 69%.
1.1.3 Morphologie des falaises
Les falaises exhibent des morphologies tr` es vari´ ees, qui d´ ependent de nombreux para- m` etres tels que la nature lithologique, la structure g´ eologique, la hauteur et les processus d’´ erosion en cours ou pass´ es (Sunamura, 1992; Emery et Kuhn, 1982; Nunes et al., 2009).
La figure 1.3, pr´ esente diff´ erentes morphologies de falaises (figure 1.3). Des falaises hautes ` a la paroi tr` es verticale comme les falaises de Moher en Irlande (photo 1.3(a)).
Des falaises bien plus basses au relief ´ emouss´ e et compos´ ee de roches non consolid´ ees comme les cˆ otes de Suffolk, Grande Bretagne (photo 1.3(c)). Des falaises interm´ ediaires, comme la falaise de Solana Beach (Californie, USA) avec un pied r´ esistant et vertical surmont´ e d’une lithologie moins r´ esistante au relief plus doux (photo 1.3(b)). Enfin les d´ eformations tectoniques peuvent engendrer des morphologies tr` es particuli` eres comme sur les flyschs de Itzurun dans le Pays Basque espagnol (photo 1.3(d)).
(a) Falaise de Moher (R´ egion de Clare, Irlande), calcaires,
∼120m
(b) Falaise de Solana Beach (Californie, USA), gr` es et sables,
∼15m
(c) Falaise de Sufolk (Yorkshire, UK,Lee (2008)), sables, gra- viers et argiles,
∼5m (Lee, 2008)
(d) Falaise de Itzurun (Pays Basque, Espagne), Flysch marno- calcaire,
∼30m
Figure 1.3 – Vari´ et´ e des morphologies dans les falaises cˆ oti` eres
Une morphologie que l’on retrouve sur les falaises cˆ oti` eres est la pr´ esence d’encoche (ou notch en anglais) en pied de falaise (photo 1.4(a)) ; marqueur caract´ eristique de l’´ erosion marine selon Sunamura (1992). Ces encoches peuvent cr´ eer des morphologies tr` es particuli` eres ”en champignon” comme au Chili (photo 1.4(b)).
(a) Mylakopi, P´ eninsule Perachora, Gr` ece (Boul- ton et Stewart, 2015)
(b) Cath´ edrale de Marbre, Rio Ib´ a˜ nez, Chili
Figure 1.4 – Exemples d’encoche en pied de falaise
1.1.4 Morphologie du platier et de l’estran
Les falaises sont associ´ ees ` a des plateformes littorales, ou platier rocheux, issues du recul des falaises ` a l’´ echelle mill´ enaire. Le platier peut affleurer directement, ou ˆ etre recouvert de s´ ediments meubles (plages de sable ou galet) ou de d´ ebris issus de l’´ erosion des falaises.
Les falaises qui ne poss` edent pas de platier sont appel´ ees ”falaise plongeante” (voir
figure 1.5 et photo 1.3(a)). Deux typologies de morphologie de platier sont commun´ ement
d´ ecrites (Sunamura, 1992; Tsujimoto, 1986). (1) Les plateformes avec un gradient de
pente (”type A” selon Sunamura (1992)). Elles pr´ esentent g´ en´ eralement un profil continu
et l´ eg` erement concave dont la pente est comprise entre 1 ° et 5 ° . Elles se d´ eveloppent
dans des environnements m´ eso ` a macrotidaux (Trenhaile, 2002b). (2) Les plateformes
horizontale (type ”B” selon Sunamura (1992)). Leur pente est tr` es faible (<1 ° ) et elles
poss` edent une rupture de pente qui peut ˆ etre appel´ ee ”marche”, ”falaise de bas estran” ou
encore ” low tide cliff ” (e.g. Sunamura, 1992; Trenhaile, 2018). Elles sont caract´ eristiques
des environnement microtidaux (Trenhaile, 2002b).
A.
Plateforme avec gradient de penteB.
Plateforme horizontaleC.
Falaise plongeanteFigure 1.5 – Typologie de la configuration des falaises contenant ou non des plateformes (modifi´ e d’apr` es Sunamura (1992) et Giuliano (2015)). A. Falaise avec plateforme et un gra- dient de pente (1 ° ` a 5 ° ) ; B. Falaise avec plateforme horizontale (<1 ° ) et marche ; C. Falaise plongeante sans plateforme
1.1.5 Pourquoi s’intéresse-t-on à l’érosion des côtes ?
Les littoraux sont des milieux complexes ` a l’interface entre le continent et la mer et sont le si` ege d’une action anthropique forte. Le recul des falaises est un ph´ enom` ene qui peut ˆ etre pr´ eoccupant lorsque des enjeux sont situ´ es ` a proximit´ e des tˆ etes ou pieds de falaises : habitations, routes, infrastructures, sites naturels prot´ eg´ es etc. La protection des cˆ otes repr´ esente un enjeu ´ economique fort, par exemple le coˆ ut de l’´ erosion des cˆ otes a ´ et´ e estim´ e en Grande Bretagne ` a 14,4 millions de livres par an (Evans et al., 2004).
Le recul des cˆ otes peut ˆ etre tr` es rapide. Par exemple, les cˆ otes britanniques du York- shire s’´ erodent ` a des vitesses atteignant localement plus de 1 m/an (Pye et Blott, 2015).
Ce ph´ enom` ene peut gravement endommager les infrastructures, comme la route d’Al- drough affect´ ee par un glissement de terrain cˆ otier en photographie 1.6. La figure 1.7 montre quant ` a elle un glissement de terrain ayant eu lieu ` a Dieppe (Normandie, le 20 d´ ecembre 2012) et qui menace les habitations, la route et le lyc´ ee situ´ es en sommet de falaise. La route est aujourd’hui coup´ ee ` a la circulation et les maisons ´ evacu´ ees.
La compr´ ehension des ph´ enom` enes engendrant le recul des falaises est donc un d´ efi
scientifique avec des cons´ equences soci´ etales majeures. Mieux comprendre les m´ ecanismes
d’´ erosion des cˆ otes est important afin de pouvoir adopter des strat´ egies de gestion adap-
t´ ees.
L’importance de la compr´ ehension des ph´ enom` enes d’´ erosion a justifi´ e le financement de cette th` ese par des institutions publiques le BRGM et la r´ egion Midi-Pyr´ en´ ees (Occi- tanie). Le site d’´ etude de la corniche de Socoa fait quand ` a lui partie du Service National d’Observation DynaLit (Pour DYNAmique du LITtoral, https://www.dynalit.fr) ax´ e sur l’´ etude de la dynamique du littoral et du trait de cˆ ote.
Figure 1.6 – Effondrement de falaise affectant une route ` a Ald- brough, Yorkshire UK
Figure 1.7 – Glissement de terrain ` a Dieppe (Normandie) mena¸ cant la route et les habitations.
Cr´ edit T.Dewez
La compr´ ehension des ph´ enom` enes d’´ erosion des cˆ otes ` a falaises est ´ egalement un d´ efi
scientifique. En effet, celles-ci sont soumises ` a de nombreux for¸cages et les m´ ecanismes
en jeu sont complexes. Les cˆ otes ` a falaises sont moins ´ etudi´ ees que les cˆ otes sableuses
ou estuaires et deltas (Trenhaile, 1980, 2002b; Naylor et al., 2010). La figure 1.8, tir´ ee
de Naylor et al. (2010), pr´ esente le nombre de publications scientifiques publi´ es entre
1993 et 2008 concernant les diff´ erentes morphologies cˆ oti` eres. On voit que bien que le
nombre d’´ etudes concernant les cˆ otes rocheuses soit augmentation, ce type de cˆ ote reste
bien moins ´ etudi´ e que les autres morphologies cˆ oti` eres.
Nombre d’ar ticles
350 300 250 200 150 100 50 0
Objet d’étude par tranche de 5 ans
1993-1997 1998-2003 2004-2008
Côte sableuses Estuaires et deltas Côte rocheuses
Figure 1.8 – Nombre d’articles publi´ es sur les diff´ erentes mor- phologies cˆ oti` eres entre 1993 et 2008 par tranche de 5 ans, d’apr` es Naylor et al. (2010)
La relation entre les cˆ otes ` a falaise et les autres types de littoraux n’est que peu
connue. Leur ´ erosion fournit un apport s´ edimentaire aux cˆ otes d’accumulation et ` a
l’oc´ ean qui n’est aujourd’hui pas quantifi´ e (Naylor et al., 2010). Or, le peu d’´ etudes
qui quantifient leur contribution aux bilans s´ edimentaires des plages mettent en ´ evi-
dence un apport non n´ egligeable. Ainsi, Mushkin et al. (2016) quantifient l’apport de
l’´ erosion des cˆ otes d’´ eolianite Isra´ eliennes ` a une hauteur de 50% des s´ ediments de la
cellule hydro-s´ edimentaire du Nil.
1.2 L ES FALAISES CÔTIÈRES : UNE MORPHOLOGIE EN ÉRO -
SION
La particularit´ e des falaises cˆ oti` eres est que ce sont des morphologies en ´ erosion, la falaise reculant in´ eluctablement vers les terres sur le long terme. Il est dans un premier temps n´ ecessaire de d´ efinir ce qu’est l’´ erosion d’une falaise. Dans ce travail de th` ese nous ferons la distinction entre les ´ ecroulements individuels et le taux de recul. Une fois ces d´ efinitions fix´ ees, nous pr´ esenterons les similarit´ es avec l’´ evolution des escarpements continentaux, puis les particularit´ es dues ` a la pr´ esence de la mer.
1.2.1 Définition : écroulement
Au sens le plus strict, un ´ ecroulement se d´ efinit comme une entit´ e unique de mati` ere qui se d´ etache de la paroi de mani` ere instantan´ ee. La d´ etection de ces ´ ecroulements est
´ etroitement li´ ee ` a la m´ ethode de mesure utilis´ ee.
Diff´ erentes m´ ethodes sont utilis´ ees pour d´ etecter et quantifier les ´ ecroulements (taille et occurrence). Historiquement, la plus ancienne des m´ ethode est l’inventaire ”expert”
(e.g. Teixeira, 2006; Bezerra et al., 2011; May, 1971), cette m´ ethode non quantitative ne permet pas de documenter les ´ eboulements d’ampleur limit´ ee par rapport ` a la hauteur de la falaise. La comparaison de photographies (a´ eriennes ou au sol) est aussi utilis´ ee, elle permet de localiser les ´ ecroulements entre diff´ erentes ´ epoques et d’en estimer les volumes.
Mais c’est surtout depuis le milieu des ann´ ees 2000 que l’observation et la quantifica- tion des ´ ecroulements est devenue accessible avec l’av` enement des m´ ethodes lidar et photogramm´ etrique (ou SfM, Structure-from-Motion). Ces avanc´ ees technologiques ont permis une d´ emultiplication des ´ etudes de sites (e.g. Dewez et al., 2009, 2013; Letortu et al., 2015b; Young et al., 2009; Lim et al., 2010; Rosser et al., 2007, 2013; Williams et al., 2018; Vann Jones et al., 2015). La r´ esolution spatio-temporelle s’est nettement am´ elior´ ee au niveau de l’occurrence, la g´ eom´ etrie et la localisation des ´ eboulements sur la falaise. La sensibilit´ e de d´ etection centim´ etrique permet d’observer des changements de morphologies allant du litre (10 x 10 x 10 cm
3, (e.g., Rosser et al., 2007)) jusqu’` a plusieurs millier de m` etres cubes (e.g., Michoud et al., 2015; Rohmer et Dewez, 2013).
La r´ esolution temporelle varie g´ en´ eralement du mois ` a l’ann´ ee (e.g., Dewez et al., 2009;
Letortu et al., 2015b; Young et al., 2009; Lim et al., 2010), et peut descendre jusqu’` a une mesure toutes les vingt minutes (Williams et al., 2018).
La r´ ealit´ e physique d’un ´ ecroulement est souvent complexe, un ´ ev` enement obser-
vable pouvant ˆ etre la somme de plus petits ´ ev` enements polyphas´ es. Les pas de temps
d’observation et de quantification sont donc des facteurs limitant l’individualisation des
volumes unitaires composant un ´ eboulement. Ce ph´ enom` ene est illustr´ e en figure 1.9,
tir´ ee de Vann Jones et al. (2015) (mesure lidar ` a pas de temps mensuel sur la p´ eriode de 2008-2010). De mˆ eme, l’´ equipe de Williams et al. (2018) (sur des donn´ ees lidar de la falaise de Whitby, UK) montre qu’en utilisant un pas de temps horaire au lieu de 30 jours, le nombre d’´ ev` enements total d´ etect´ es augmente de trois ordres de grandeurs.
Ceci est dˆ u ` a la d´ etection de nombreux petits ´ ev` enements qui, observ´ es ` a plus grand intervalle de temps se confondent en une seule cicatrice.
Figure 1.9 – Effondrement ayant eu en plusieurs temps, Vann Jones et al. (2015). Les nombres indiquent l’ordre temporel de chute des blocs.
La typologie des ´ ecroulements est vari´ ee, elle d´ epend de crit` eres lithologiques, g´ eo- m´ etriques, morphologiques et de la typologie des d´ ebris et de nombreuses classifications existent pour les d´ ecrire (e.g. Whaley, 1983; Gellatly et al., 1984; Hutchinson, 1988).
Nous pr´ esentons ici celle de Sunamura (1992) sp´ ecifique aux falaises cˆ oti` eres. Elle iden- tifie quatre principaux types d’instabilit´ es sur les littoraux : les chutes de blocs, les
´
ecroulements, les glissements et les ´ ecoulements (voir figure 1.10).
Figure 1.10 – Quatre principaux types d’instabilit´ es gravitaires des falaises littorales selon Sunamura (1992). a. Chutes de blocs, b. Effondrements de pan, c. Glissements, d. ´ Ecoulements
Le volume des ´ ecroulements est tr` es variables allant de quelques centim` etres cubes ` a
plusieurs millions de m` etres cubes (e.g. Dewez et al., 2009; Rosser et al., 2007; Young
et al., 2009; Lim et al., 2010; Michoud et al., 2015; Dewez et al., 2013). S’il n’est pas
possible de pr´ edire ` a quel moment aura lieu un ´ ecroulement, l’occurrence de la taille d’un
´ ev` enement est contrˆ ol´ ee par une relation de type loi de puissance (Dussauge-Peisser et al., 2002; Dussauge et al., 2003; Stark et Guzzetti, 2009; Brunetti et al., 2009; Barlow et al., 2012; Dewez et al., 2013). Cette relation reliant la dimension (magnitude) ` a la fr´ equence d’occurrence des ´ ev` enements est une loi d’´ echelle de puissance n´ egative (voir ´ equation 1.1), c’est ` a dire que plus un ´ ev` enement est de grande dimension plus son occurrence est rare. Les valeurs de l’exposant de la loi de puissance sont g´ en´ eralement comprises entre 0,4 et 0,8 (atteignant parfois 1) (Dussauge et al., 2003; Brunetti et al., 2009). Cette pente est influenc´ ee par la dur´ ee d’observation et de l’intervalle entre deux campagnes de mesures (e.g. Dussauge et al., 2003; Williams et al., 2018).
F = a.M
−b(1.1)
Avec F la fr´ equence de l’´ ev` enement et M sa magnitude (qui peut ˆ etre le volume, la surface ou l’´ epaisseur)
En conclusion, nous prendrons donc comme d´ efinition d’un ´ ecroulement : un ´ ev` ene- ment distinct spatialement entre deux p´ eriodes de mesures. L’unit´ e de mesure adapt´ ee est le m` etre cube. Notre d´ efinition d’un ´ ecroulement peut donc en r´ ealit´ e confondre dans une cicatrice unique plusieurs ´ eboulements spatialement contigus mais distinct en temps.
1.2.2 Définition : Taux d’érosion
Le taux d’´ erosion en [m/an] est un recul vers l’int´ erieur des terres en m` etres int´ egr´ e par unit´ e de temps. Cependant, sa d´ efinition d´ epend de la m´ ethode de mesure utilis´ ee. En effet, le probl` eme peut ˆ etre abord´ e en deux ou trois dimensions, chacune des approches contenant ses limitations.
Le taux d’´ erosion est souvent abord´ e comme un ph´ enom` ene ` a deux dimensions et correspond ` a un taux de recul planim´ etrique. Il s’agit de la distance sur laquelle s’est
´ erod´ ee la tˆ ete ou le pied de falaise entre deux ´ epoques d’observation. Typiquement, ce
recul est mesur´ e par m´ ethode de comparaison de photographies a´ eriennes et/ou cartes
historiques (e.g. Costa et al., 2004; Neves et Pereira, 1999; Bray et Hooke, 1997; Pierre
et Lahousse, 2004; Pierre, 2006; Del R´ıo et Gracia, 2009; Pye et Blott, 2015; Letortu
et al., 2015b; Aubi´ e et al., 2011). Historiquement, ce sont les m´ ethodes les plus couram-
ment utilis´ ees car elles ont l’avantage d’ˆ etre faciles ` a mettre en place, n´ ecessitent peu
de mat´ eriel, sont peu couteuses et peuvent couvrir des p´ eriodes de temps de plusieurs
d´ ecennies. D’autres m´ ethodes sont parfois utilis´ ees comme les lev´ es dgps du pied ou
sommet de falaise (e.g. Marie, 2003) ou encore les mesure de distance par rapport ` a
un point fixe (souvent un pieux en m´ etal plant´ e dans le platier) (e.g. Lee, 2008; Dias
et Neal, 1992; Kostrzewski et al., 2015; Pye et Blott, 2015). Enfin, le recul peut ˆ etre
calcul´ e sur plusieurs milliers d’ann´ ees grˆ ace aux isotopes cosmog´ eniques (e.g. Regard et al., 2012; Choi et al., 2012; Giuliano, 2015; Raimbault et al., 2018).
Une des limitations due ` a cette d´ efinition du taux de recul est illustr´ ee en figure 1.11.
Elle provient de la forme de r´ ef´ erence utilis´ ee pour mesurer la migration vers l’int´ erieur des terres : pied ou tˆ ete de falaise. Le recul de la tˆ ete de falaise est le r´ esultat ultime du d´ epart de mat´ eriaux qui s’est produit sur la face libre de la falaise. Cela suppose que l’´ erosion se fait de mani` ere uniforme sur toute la falaise, ce qui n’est pas le cas (e.g.
Rosser et al., 2007; Lim et al., 2010; Vann Jones et al., 2015; Young et al., 2009). Dans les configurations A et B sur le sch´ ema 1.11, le recul de la tˆ ete de falaise est nul alors que des ´ ecroulements ont eu lieu. Pour les cas C et D le taux de recul est identique car la tˆ ete de falaise a recul´ e de la mˆ eme distance, cependant les volumes ´ erod´ es ne sont pas du tout les mˆ emes et on surestime largement le taux d’´ erosion pour le cas C.
Vue verticale
Érosion en pied de falaise Non visible
Érosion en milieu de falaise Non visible
Érosion en sommet de falaise
Visible
Érosion de l’ensemble de la falaise
Visible Référentiel de la tête de falaise
et différentes configurations de recul
Référentiel de la tête de
falaise
A. B. C. D.
Figure 1.11 – Repr´ esentativit´ e du r´ ef´ erentiel ”haut de falaise” pour suivre l’´ erosion cˆ oti` ere (modifi´ e d’apr` es Young et al. (2009) et Letortu (2013))
Le taux d’´ erosion peut ´ egalement ˆ etre abord´ e en trois dimensions, il correspond alors
`
a la somme des volumes ´ erod´ es divis´ e par la surface de la falaise ´ etudi´ ee. Cette d´ efinition n´ ecessite donc de connaitre le volume de tous les ´ ecroulements, donc l’utilisation des techniques d´ ecrites dans les parties pr´ ec´ edentes (typiquement lidar ou photogramm´ etrie).
Ici, la limitation vient de l’int´ egration d’une valeur en trois dimensions en une valeur
`
a deux dimensions. En effet, les ´ ecroulements sont des objets aux dimensions finies qui peuvent ˆ etre tr` es localis´ ee sur la falaise, ce qui ne sera pas repr´ esent´ e en utilisant un taux de recul. Ce ph´ enom` ene est visible sur le panorama 1.12 des falaises de Dieppe.
On distingue nettement les ´ eboulements individuels le long de la cˆ ote qui engendrent
localement un recul de plusieurs m` etres. Si l’on consid` ere le taux de recul moyen il n’est
alors que d’une quarantaine de centim` etres par an (Letortu et al., 2014a).
Figure 1.12 – Panorama de la falaise de Dieppe (Normandie) le 16 avril 2018. On distingue de nombreux ´ eboulements le long de la cˆ ote. Cr´ edits : T. Dewez
Temps, t
Distance ér odée , x
τ
tx
∆x
∆t
Figure 1.13 – Repr´ esentation sch´ ematique des variations temporelles du recul de falaise sur un site donn´ e (d’apr` es Sunamura (1992))
Les deux d´ efinitions pr´ ec´ edemment d´ ecrites souffrent d’une mˆ eme limita- tion due ` a la fenˆ etre de temps sur la- quelle le taux d’´ erosion est mesur´ e. Suna- mura (1992) illustre cette limitation dans un sch´ ema conceptuel pr´ esent´ e en figure 1.13. Il distingue le taux d’´ erosion ∆ x/ ∆ t mesur´ e sur un intervalle de temps court (i.e. dur´ ee d’une mar´ ee ou de quelques jours) du taux d’´ erosion moyen ` a long terme χ / τ
t(de 10 ` a 1000 ans). Ainsi, la survenue d’un ´ ev` enement important et rare peut fortement influencer la valeur du taux de recul. Par exemple, Rohmer et Dewez (2013) ont utilis´ e des indicateurs
statistiques descriptifs pour tester si les tr` es gros ´ ecroulements sont des ´ ev` enements
aberrants ou non. Ces indicateurs ont ´ et´ e appliqu´ es ` a une falaise de craie Normande qui
lors de 2.5 ans de suivi a vu la survenue d’un glissement de terrain de 70 000 m
3cor-
respondant ` a un recul de la tˆ ete de falaise de 19 m (Dewez et al., 2013). Ceci repr´ esente
l’´ equivalent de cent ans de recul annuel moyen, la prise en compte de cet ´ ev` enement fait
passer le taux d’´ erosion passe donc de 0,13 m/an ` a 0,94 m/an. Cependant cet ´ ev` enement
est li´ e ` a une configuration structurale locale qui n’est pas g´ en´ eralisable ` a l’´ echelle du lit-
toral normand. En effet, des ´ etudes par comparaison de photographies a´ eriennes sur 29
ans (Costa et al., 2004) et par des isotopes cosmog´ eniques (
10B e ) sur la plateforme (Re-
gard et al., 2012) sur 3000 ans convergent vers un taux d’´ erosion de l’ordre de la dizaine
de centim` etres par an.
Le taux de recul n’est donc pas un indicateur parfait de l’´ erosion se produisant sur une falaise et peut correspondre ` a plusieurs r´ ealit´ es physiques. Il reste cependant la m´ etrique la plus couramment utilis´ ee et donc celle qui permet le mieux de comparer diff´ erents sites entre eux.
1.2.3 Cycle continental : Préparation et écroulement
L’´ evolution des falaises cˆ oti` eres comme celle des escarpements rocheux continentaux, peut ˆ etre mod´ elis´ ee comme un cycle en deux ´ etapes : une phase pr´ eparatoire suivie d’une phase d’´ ecroulement. Ces diff´ erentes phases sont contrˆ ol´ ees par les conditions environ- nementales ` a la fois externes et internes au massif rocheux. L’ensemble des processus agissant sur la phase pr´ eparatoire sont appel´ es facteurs pr´ eparatoires et ceux agissant sur la phase d’´ ecroulement sont appel´ es facteurs d´ eclenchants, le BRGM les nomme sous les termes de et de facteurs d´ eclencheurs ou aggravants (Mallet et al., 2013).
La phase pr´ eparatoire est la phase au cours de laquelle le massif rocheux accumule les sollicitations des diff´ erents agents m´ et´ eo-marins ce qui engendre ` a long terme une diminution irr´ eversible de la r´ esistance de la roche. L’ensemble de ces affaiblissements progressifs pr´ eparent l’´ ecroulement gravitaire.
Les massifs rocheux qui constituent les falaises sont plus ou moins r´ esistants. Cette r´ esistance est d´ etermin´ ee ` a la fois par la coh´ esion des mat´ eriaux et par l’´ etat de fractu- ration du massif (e.g. Hoek et Brown, 1997; Mortimore et Duperret, 2004). Elle d´ epend de son histoire g´ eologique qui peut induire de la fracturation, la pr´ esence de failles ou de plis. L’histoire climatique ` a long terme peut ´ egalement alt´ erer chimiquement et physi- quement l’´ etat et la coh´ esion du massif (e.g. Oliva et al., 2003). Conjointement ` a cette d´ egradation ` a long terme, l’´ etat du massif rocheux est d´ egrad´ e sous l’action r´ ep´ et´ ee des for¸cage m´ et´ eo-marins (Sunamura, 1992).
La phase pr´ eparatoire est mod´ elis´ e dans une ´ equation conceptuelle de Krautblatter et Dikau (2007) (´ equation 1.2). Elle exprime le taux de recul de la paroi rocheuse comme une fonction du temps, de l’´ etat d´ ej` a alt´ er´ e de la roche et de son alt´ eration en cours.
r
bw= f (p, w, t ) (1.2)
Avec r
bwle taux de recul de la paroi, p l’´ etat d´ ej` a alt´ er´ e de la roche, w l’alt´ eration en cours de la roche et t le temps.
La phase pr´ eparatoire est suivie d’une phase d’´ ecroulement qui est atteinte lorsque
les seuils critiques de stabilit´ e sont d´ epass´ es et que la gravit´ e l’emporte sur la r´ esistance
m´ ecanique de la roche (e.g. Krautblatter et Dikau, 2007; Sunamura, 1992; Young et
Ashford, 2006).
La phase d’´ ecroulement a ´ egalement ´ et´ e formul´ ee sous forme d’´ equation conceptuelle par Krautblatter et Dikau (2007). Ici l’´ ecroulement est fonction des facteurs externes, des facteurs internes et du temps.
r
r s= f (e, i , t ) (1.3)
Avec r
r sl’´ ecroulement, e les facteurs externes, i les facteurs internes et t le temps.
1.2.4 Cycle marin et évolution de l’estran
Toutefois, les deux particularit´ es des falaises cˆ oti` eres par rapport aux falaises conti- nentales sont la pr´ esence de la mer ` a leurs pieds et l’´ evolution de leurs estrans. En effet, l’action de la mer attaque le pied de falaise et empˆ eche les d´ ebris issus de l’´ erosion de s’accumuler en pied de falaise, une stabilisation de la pente est alors impossible. L’es- tran va quant ` a lui moduler l’´ energie des vagues d´ elivr´ ee ` a la falaise. Celui-ci peut ˆ etre couvert de s´ ediments, de d´ ebris issus de l’´ erosion, constituer une plateforme d’abrasion ou encore la falaise peut plonger directement dans la mer.
L’´ evolution de la hauteur relative de la jonction plage/pied de falaise vis ` a vis de la mer est souvent cit´ ee comme ´ etant un facteur d´ eterminant de la vitesse d’´ erosion des falaises (e.g. Sallenger Jr et al., 2002; Masselink et al., 2017; Young et Ashford, 2006;
Nunes et al., 2011; Hapke et al., 2009; Lee, 2008; Oliva et al., 2003; Earlie et al., 2018).
En effet, les s´ ediments peuvent jouer un rˆ ole protecteur ou alors servir de projectiles (Sunamura, 1992). Les plages sont des syst` emes tr` es dynamiques dans le temps qui
´ evoluent en fonction des for¸cages externes et qui sont tr` es sensibles aux ´ ev` enements extrˆ emes (Sallenger Jr et al., 2002; Masselink et al., 2017). Suivre l’´ evolution des syst` emes plage/falaise n´ ecessite un suivi temporel r´ egulier ` a l’´ echelle de la mar´ ee.
Figure 1.14 – Effondrement de la fa- laise des petites dalles (Saint-Martin-aux- Buneaux, Seine Maritime). La falaise est prot´ eg´ ee de l’action des vagues pas les d´ e-
L’estran peut ´ egalement ˆ etre recouvert des
d´ ebris issus de l’´ ecroulement des falaises. Ceux-
ci s’accumulent en pied de falaise et peuvent la
prot´ eger temporairement de l’action des vagues
(exemples en figure 1.14). La granulom´ etrie et
le temps de r´ esidence des d´ ebris en pied de fa-
laise sont tr` es variables en fonction de la taille
de l’´ ev` enement, de la hauteur de chute et de
la nature de la falaise (Mortimore et Duper-
ret, 2004; Moses et Robinson, 2011; Robinson
et Williams, 1983).
Enfin, dans le cas des falaises pr´ esentant une plateforme d’abrasion, celle-ci va jouer un rˆ ole dans la dissipation de l’´ energie de la houle. Les plateformes sont des morphologies en ´ erosion, qui vont ´ egalement ´ evoluer en fonction des for¸cages externes. L’´ erosion peut ˆ
etre d’origine marine : houle, mar´ ees, courants, cycles d’humidification/s´ echage (e.g.
Porter et al., 2010; Stephenson et Kirk, 2000) ; ou encore climatique : alternance gel/d´ egel (Dewez et al., 2015) ; ou enfin d’origine biologique (e.g. Coombes et al., 2013; Regard et al., 2017; Naylor et al., 2012; Andrews et Williams, 2000).
Deux mod` eles th´ eoriques existent pour d´ ecrire l’´ evolution du syst` eme platier falaise.
Il s’agit du mod` ele d’´ equilibre et du mod` ele statique. Le premier d´ ecrit une migration homog` ene du profil topographique sur l’ensemble du syst` eme platier falaise (e.g. Regard et al., 2012) alors que le second d´ ecrit un recul uniquement sur la zone supratidale (partie toujours ´ emerg´ ee) (Trenhaile, 2001, 2000, 2008).
Modèle d’équilibre Modèle statique
Figure 1.15 – Mod` eles th´ eorique d’´ evolution du syst` eme platier falaise (de Lange et Moon, 2005)
L’´ evolution de l’estran, en modifiant l’´ energie d´ elivr´ ee ` a la falaise, va donc avoir un
rˆ ole important sur l’´ evolution de la falaise et son ´ erosion (Earlie et al., 2018).
1.3 D E NOMBREUX FORÇAGES EN PRÉSENCE
La section pr´ ec´ edente d´ etaillait les cycles d’´ evolution des falaises cˆ oti` eres, ceux-ci sont contrˆ ol´ es par une interaction complexe entre diff´ erentes forces en pr´ esence. Les for¸cages internes qualifient les forces de r´ esistance du massif rocheux face aux forces de gravit´ e et aux diff´ erents for¸cages d’origine m´ et´ eo-marine. Ainsi, dans ce manuscrit de th` ese nous r´ epartirons les for¸cages en trois grandes classes : les for¸cages suba´ eriens, les for¸cages marins et les propri´ et´ es du massif rocheux (figure 1.16). Chacune d’entre elle peut avoir un rˆ ole sur les phases de pr´ eparation et/ou d’´ ecroulement. Les for¸cages agissent de mani` ere simultan´ ee et induisent des effets r´ etroactifs.
Forçages marins Houle Marnage ...
État du massif Lithologie Altération Fracturation ...
Forçages continentaux Pluviométrie
Variations de température ...
Marine forcings Swell Tide ...
État du massif Lithology Alteration Bedding ...
Continental forcings Rainfalls
Temperature ...
Cliff r etrea t
Figure 1.16 – Sch´ ema des trois classes de facteurs ayant une influence sur l’´ erosion des
falaises
1.3.1 Forçages et processus subaériens
Les processus et for¸cages suba´ eriens ont un rˆ ole dans la pr´ eparation et le d´ eclenchement des
´ ecroulements. Les principaux facteurs sont les pr´ ecipitations et les variations de temp´ erature.
Ceux-ci jouent un rˆ ole ` a court et long terme sur la d´ egradation du massif rocheux par alt´ era- tion physique et chimique (e.g. Hansom et al., 2014; Blanco-Chao et al., 2014). Des analogies avec les milieux continentaux sont souvent pro- pos´ ees pour quantifier l’influence des for¸cages suba´ eriens ` a cause des difficult´ es d’instrumen- tation des falaises cˆ oti` eres.
Les variations de temp´ eratures engendrent diff´ erents processus de pr´ eparation et/ou de d´ eclenchement d’effondrements. La cryoclastie (alternance de gel/d´ egel) cr´ e´ e des mi- crofractures qui accroissent les fractures existantes (H´ enaff et al., 2002; Matsuoka, 2008;
Frayssines et Hantz, 2006). Cet effet a ´ egalement ´ et´ e mis en ´ evidence sur les platiers lors d’´ episodes froids et de longue dur´ ee sur le littoral normand (Dewez et al., 2015). Les variations de temp´ erature au sein d’une journ´ ee peuvent aussi d´ eclencher des ´ ecroule- ments ` a cause de la dilatation/r´ etractation thermique de la roche (Rosser et al., 2017;
Collins et Stock, 2016). Ces ph´ enom` enes sont particuli` erement marqu´ es pour les climats extrˆ emes comme les climats polaires ou tropicaux (Anderson et Anderson, 2010). En effet, les climats chauds et humides sont des environnements climatiques particuliers qui vont avoir un fort impact sur la dissolution chimique des carbonates en particulier.
Le principal rˆ ole des pr´ ecipitations est la mise en charge des aquif` eres, ce qui aug- mente la pression interstitielle au sein du massif (Duperret et al., 2002; H´ enaff et al., 2002; Costa et al., 2004; Young et al., 2009). Cette mise en charge hydrostatique ` a la suite de forts ´ ev` enements pluvieux a ´ et´ e reli´ ee ` a une augmentation des effondrements sur diff´ erents sites (Duperret et al., 2002; Lahousse et Pierre, 2003; Pierre et Lahousse, 2006). Les pr´ ecipitations ont ´ egalement un rˆ ole de dissolution chimique de transport de particules.
Enfin, le vent joue ´ egalement un rˆ ole (sans doute beaucoup moindre) comme agent
de transport de sel et de sable et comme force transitoire sur la paroi, soit sous forme
de pression directe, soit sous forme d’aspiration par effet Venturi.
1.3.2 Forçages et processus marins
Si le cycle de pr´ eparation/´ ecroulement est commun aux escarpements cˆ otiers et continen- taux, c’est bien la pr´ esence de la mer en pied de falaise qui rend les m´ ecanismes d’´ evolution des falaises littorales uniques en modifiant les conditions aux limites du syst` eme. La mer a un double rˆ ole d’agression sur le pied de falaise mais aussi de d´ eblayer les d´ ebris issus de l’´ ero- sion, rendant la stabilisation impossible. Les for¸cages marins ont un rˆ ole de pr´ eparation et de d´ eclenchement des ´ ecroulements.
Sur le long terme (plusieurs milliers ou millions d’ann´ ees), le rˆ ole de l’action marine est difficile ` a prendre en compte ` a cause des variations eustatiques et des surrections tectoniques ou glacio-isostatiques. Les falaises littorales sont des morphologies non p´ e- rennes dans le temps. Ainsi, nous consid´ ererons uniquement le rˆ ole de la mer sur une p´ eriode de temps plus courte o` u le niveau marin peut ˆ etre consid´ er´ e comme plus ou moins constant.
L’action r´ ep´ et´ ee du choc des vagues sur le pied de falaise engendre une fracturation des milieux rocheux qui fragilisent la falaise (Sunamura, 1992; Adams et al., 2002, 2005;
Young et al., 2011). En effet, les houles d´ eferlent avec une p´ eriode moyenne de 6 ` a 15 secondes, ceci correspond ` a quasiment dix mille impacts par jour (Anderson et Anderson, 2010). De plus, la pression des vagues d´ eferlantes contre la falaise cr´ ee un effet de piston en pi´ egeant des poches d’air et d’eau contre la falaise et en arrachant les particules par succion lors de leur retrait (Trenhaile, 2000). Les assauts r´ ep´ et´ es de la mer peuvent enfin cr´ eer une encoche en pied de falaise qui mettent en surplomb l’ensemble de la falaise (e.g. Sunamura, 1992; Kogure et al., 2006).
La pr´ esence de la mer engendre ´ egalement succession de cycles d’humidification/s´ echage qui se produisent ` a la suite du d´ eferlement des vagues puis de leur retrait mais surtout
`
a cause des cycles de mar´ ees. La r´ ep´ etition de ces cycles fragilise la roche, elle peut par
exemple diminuer la r´ esistance des carbonates de 40 ` a 50% (Duperret et al., 2005; Ste-
phenson et Kirk, 2000). L’impact de la houle au pied de falaise est modul´ e par la mar´ ee
qui met en contact le pied de falaise et la mer. Les cycles tidaux engendrent des cycles
de chargement/d´ echargement sur la falaise et engendrent une fatigue du massif rocheux
(Sunamura, 1992).
Ces ph´ enom` enes affectent la falaise mais ´ egalement le platier (Kanyaya et Trenhaile, 2005) ce qui influence l’´ energie d´ elivr´ ee par la houle ` a la falaise. Celle-ci est fonction de la bathym´ etrie, de la g´ eomorphologie de la cˆ ote et de diff´ erentes variables oc´ eanographiques comme la hauteur des vagues en eaux libre ou le marnage (Adams et al., 2002; Vann Jones et al., 2018). Des variations locales tr` es importantes d’´ energie des vagues peuvent ˆ etre observ´ e le long du littoral, ` a l’´ echelle de quelques m` etres (Vann Jones et al., 2018).
Enfin, les courants de d´ erive littorale ont pour action le transport des s´ ediments en pied de falaise (issus de l’´ erosion de celle-ci ou non) ce qui rend impossible la stabilisation des falaises cˆ oti` eres.
La mesure de l’´ energie d’impact des vagues sur la falaise est souvent r´ ealis´ ee ` a l’aide de sismom` etres plac´ es en tˆ ete de falaise (e.g. Vann Jones et al., 2018; Adams et al., 2002, 2005). Les mesures directes de l’´ energie d´ elivr´ ee au pied de falaise par l’impact de vagues restent rares (Varley et al., 2016). Des mod´ elisations de l’agression marine ont ´ et´ e r´ ealis´ ees en laboratoire avec des mod` eles analogiques (e.g. Caplain et al., 2011;
Sunamura, 1992).
1.3.3 État du massif rocheux
L’´ etat d’un massif rocheux est dˆ u ` a son histoire g´ eologique et climatique. Il d´ efinit les forces r´ esistantes au sein du massif qui s’op- posent aux for¸cages externes et ` a la gravit´ e. Cet
´ etat est contrˆ ol´ e par la coh´ esion du mat´ eriau et la pr´ esence de discontinuit´ es m´ ecaniques (faille, fractures stratification, littage, diaclase etc).
Dans la litt´ erature, les falaises cˆ oti` eres sont souvent classifi´ ees en fonction de leur r´ esistance. On parle de falaises consolid´ ees ou hard cliff, de falaises non consolid´ ees ou soft cliff, la classe des falaises interm´ ediaires est parfois d´ efinie (e.g. Doody et Office for Official Publications of the European Communities, 2004).
La lithologie et la structure des roches sont souvent point´ ees comme des param` etres
majeurs de contrˆ ole de l’´ erosion ; aussi bien sur la rapidit´ e de l’´ erosion que sur la forme des
instabilit´ es gravitaires et de la morphologie des falaises (e.g. Kennedy, 2014; Sunamura,
1992; Cruslock et al., 2010; Kennedy et Dickson, 2006; Stephenson et Naylor, 2011). Les
discontinuit´ es au sein du massif rocheux d´ elimitent l’extension lat´ erale des ´ eboulements
rocheux et constituent des zones de faiblesses (Cruslock et al., 2010).
Enfin, l’´ etat du massif rocheux d´ efinit ´ egalement le comportement hydrog´ eologique du massif. Les eaux souterraines s’infiltrent dans des unit´ es lithologiques sp´ ecifiques, en fonction de leur porosit´ e et perm´ eabilit´ e. Des ph´ enom` enes de karstification peuvent
´ egalement avoir lieu. L’hydrog´ eologie peut ˆ etre un facteur d´ eterminant sur le contrˆ ole des ´ ecroulements et de la d´ egradation du massif (Duperret et al., 2005; Castedo et al., 2012).
1.3.4 Autres processus : anthropisme, bioérosion
D’autres processus d’ordre secondaire vont avoir une influence sur l’´ erosion des fa- laises.
C’est le cas des processus biologiques. Leur rˆ ole est difficile ` a quantifier car ils vont avoir un effet protecteur ou d´ egradant (Kennedy, 2014). Le rˆ ole des organismes est souvent concentr´ e sur le platier (e.g. Coombes et al., 2013; Regard et al., 2017; Naylor et al., 2012; Andrews et Williams, 2000) mais peut aussi affaiblir la falaise elle-mˆ eme (Boulton et Stewart, 2015). Ils vont donc moduler la morphologie du platier modifiant l’´ energie des vagues d´ elivr´ ee ` a la falaise. La figure 1.17 est un exemple d’oursins fouisseurs
´ erodant le platier de la falaise de Socoa (Pyr´ en´ ees Atlantiques).
Enfin, l’anthropisation des littoraux et la construction d’ouvrages de d´ efense va mo- difier les dynamiques hydro-s´ edimentaires et impacter les falaises (Brown et al., 2012)
Figure 1.17 – Oursin fouisseurs
participant ` a l’´ erosion du platier
de Socoa (Ciboure, Pyr´ en´ ees-
Atlantiques)
1.3.5 Relation et rétroactions entre les forçages et réponse des systèmes côtiers
Les for¸cages en pr´ esence sont donc nombreux et en interaction. Plusieurs mod` eles conceptuels proposent de r´ esumer les interactions entre for¸cages, propri´ et´ e intrins` eque du massif rocheux et r´ eponse de la falaise (e.g. Castedo et al., 2012; Young et al., 2009;
Sunamura, 1992; Giuliano, 2015). La figure 1.18 est une synth` ese des diff´ erents processus
´
evoqu´ es dans cette section et de leurs r´ etroactions.
vent
eustasie vagues
offshore
variations du niveau marin
attraction gravitationelle
variation marnage vagues
nearshore
rechargement acquiferes précipitations température
climat
tectonique
géologie lithologie structure
caractéristiques géomécaniques
estran falaise
seuil d’équilibre
effondrement
gravitaire recul
falaise production de
débris/sédiments
