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La gestion de l’érosion des côtes : l’exemple aquitain

 | 
Christine Clus-Auby

Première partie. L’instabilité du rivage aquitain

Chapitre Ier. Le constat du recul et les causes de l’érosion

Texte intégral

1Des blockhaus basculés sur les plages aux bâtiments en équilibre précaire au sommet des dunes, il est facile de constater le recul actuel des rivages aquitains. S’il serait inexact de prétendre que tous les secteurs sont en régression, la modestie des accrétions constatées ne peut masquer le recul global de la côte aquitaine.

2Des vestiges plus lointains, l’étude des cartes anciennes, confirment cette tendance régressive naturelle, exacerbée par les actions humaines depuis plus d’un siècle. L’épuisement du stock sédimentaire remonté du plateau continental par la dernière transgression post glaciaire prive les plages de l’abondante alimentation naturelle à l’origine de leur formation.

3C’est donc dans un contexte de régression plus ou moins générale que les stations balnéaires se sont installées, puis développées. La protection contre la mer est très vite apparue nécessaire à leur survie. Les ouvrages construits, en perturbant les échanges sédimentaires, amplifient souvent l’érosion à leurs abords, la fréquentation massive des dunes si fragiles en déstabilise la couverture végétale indispensable à la fixation des sables.

Photo 1 – Perception de la menace : à l’Amélie (Gironde), le poste de secours est déchaussé par le recul de la dune (janvier 2000) © cliché Ch. Clus-Auby

A — Les preuves de l’instabilité du rivage

1. Vestiges, témoignages et cartes anciennes

4De la Gironde à l’Adour, de nombreuses marques attestent de l’instabilité de la côte. Les blockhaus du mur de l’Atlantique sont bien sûr les témoins les plus célèbres et les plus caractéristiques de l’évolution récente du littoral. Bâtis sur la dune littorale dans les années 1940-1942, on les rencontre aujourd’hui bien souvent basculés sur les plages, voire immergés dans les baïnes (photo 2). Le destin de ces funestes constructions a grandement servi à la prise de conscience du recul de la côte pour tout un chacun.

  • 1 On pourra consulter les travaux de BARUSSEAU et al. (1972), CARBONEL et al. (1977), COURRÈGES (1997 (...)

5Mais des vestiges plus anciens permettent de confirmer la régression du rivage tout au long de la période historique. La présence, au pied de certaines dunes littorales, de bancs de tourbe et d’alios atteste de l’existence ancienne de forêts ou de marais (Thore, 1810). De nombreux témoins sédimentaires de littoraux submergés ont été décrits sur le plateau continental du Golfe de Gascogne1.

Photo 2 – Blockhaus basculés sur les plages à Capbreton © cliché Ch. Clus-Auby

  • 2 Lors de la « marée du siècle » de février 1997, un alignement de petits piquets a été découvert à 4 (...)

6Des traces de présence humaine à l’âge du bronze ont récemment été découvertes sur la plage de Biscarrosse2. Dans le Médoc, la voie romaine des Médulii, d’abord disparue sous les dunes, a été engloutie par la mer au niveau de la pointe de la Négade où des objets gallo-romains ont été découverts. Des statuettes et divers objets ont été retrouvés sur l’estran à Montalivet, ainsi que des poteries Wisigothiques au Gurp. L’ouverture en mer de ce qui allait devenir les étangs landais et girondins est confirmée par la présence d’anciens embarcadères sur les bords des étangs de Lacanau, Hourtin, Cazaux-Sanguinet, ainsi que par les pirogues monoxyles retrouvées à Saint-Julien et Sanguinet (Maurin, 1998).

7Plus près de nous, l’abbé Baurein notait en 1786 que « la mer avance insensiblement sur nos côtes qui sont exposées aux fureurs des vents d’ouest et de sud-ouest ; c’est un fait incontestable, mais ce qui ne l’est pas moins, c’est que les dunes ou montagnes de sables dont les côtes sont bordées depuis l’extrémité du Médoc jusqu’à l’embouchure de l’Adour, avancent continuellement dans les terres ». À peu près à la même époque, Masse et Teulère évoquent eux aussi l’instabilité de la zone littorale.

8Notre siècle n’est pas exempt de témoignages. On peut citer, à titre d’exemple, une lettre de réclamation du 2 mars 1925 demandant « de faire supprimer la contribution annuelle que nous payons pour l’occupation d’un terrain en bordure de mer, situé au Pin Sec, commune de Naujac, en raison de ce que ce terrain avait été emporté par la mer en même temps que la construction que nous avions édifiée ».

Les cartes anciennes

9Malgré leurs imprécisions topographiques, elles s’inscrivent dans la cohérence de l’évolution géologique du littoral ; à savoir une tendance permanente à l’obturation des embouchures par la construction naturelle de flèches littorales résultant à l’évidence, par leur disposition et leur évolution, d’une dérive littorale nord-sud.

10Les cartes de Tassin (1633), Safon d’Abbeville (1650), et La Favollière (1677) font apparaître la fermeture des principaux cours d’eau médocains tandis que les étangs landais sont encore largement ouverts sur l’océan.

11Les cartes de Masse, publiées entre 1688 et 1723, gagnent en précision mais donnent malheureusement une représentation très incertaine des reliefs dunaires (fig. 1).

12À la fin du XVIIIe, les cartes de Belleyme (1763), Magin (1772) mais surtout la célèbre carte de Cassini, publiée de 1789 à 1815, montrent la fermeture des étangs landais et le cheminement vers le sud de leurs exutoires.

13Il faut attendre 1825 et Beautemps-Beaupré pour obtenir une carte de l’ensemble du littoral aquitain suffisamment fiable et précise pour être comparée aux cartes modernes de l’IGN. Cette comparaison a été effectuée pour certains secteurs par plusieurs travaux universitaires et pour l’ensemble du littoral par le BRGM/IFREMER en 1997. Elle montre le recul important des littoraux médocains et sud landais ainsi que du rivage sud du Bassin d’Arcachon. Les autres secteurs apparaissent globalement stables depuis un siècle, et parfois même en légère progression. Nous y reviendrons plus loin.

Fig. 1 – Le Bassin d’Arcachon au tout début du XVIIIe siècle sur la carte de Masse (Mémoire no 45, du 25 mai 1708) © IGN – PARIS 2003 autorisation no 2203001

2. Photographies aériennes et images satellitaires

14Les indications données par les cartes ont gagné en précision avec l’apparition des photographies aériennes et des images satellitaires.

15La France est couverte de façon systématique depuis 1946 par des missions courantes fournissant des images en noir et blanc (ou en couleur) à des échelles variant entre 1/10 000e et 1/50 000e. Si ces clichés permettent d’appréhender l’évolution globale des rivages, ils sont mal adaptés aux variations plus discrètes de certains secteurs et à l’observation de « l’état sanitaire » du cordon dunaire. Aussi l’ONF a-t-il fait réaliser des photographies aériennes, à l’échelle de 1/5 000e environ, spécialement conçues pour l’étude du milieu dunaire.

16Toutefois, le géo-référencement, indispensable pour obtenir des documents réellement utilisables, réellement comparables, est souvent délicat sur les vastes espaces vierges de toute construction humaine. La bande de terre visible sur ces clichés ne dépasse pas 700 à 800 m, couvrant bien souvent une zone sableuse ou boisée dépourvue de signe susceptible de servir de point d’amer. Quand il n’existe pas de repère solide aisément identifiable sur les cartes IGN (bâtiment, blockhaus, intersection de routes), il devient nécessaire d’implanter des marques sur le terrain. Un certain nombre de repères ont ainsi été installés par l’ONF sur les dunes ou même sur les plages, repérables au GPS avec une précision métrique.

17Depuis quelques années, la télédétection satellitaire permet de compléter la compréhension des phénomènes côtiers. La répétitivité des images obtenues en fait un instrument d’analyse tout à fait performant pour l’étude de phénomènes aussi dynamiques que l’évolution du trait de côte et de la morphologie dunaire. Toutefois, leur degré de résolution ne permet qu’une analyse relativement schématique, insuffisante pour la gestion des dunes qui, elle, doit être très pointue (Barrère, 1997). Il n’en demeure pas moins que le traitement approprié des images permet d’obtenir d’excellents résultats et d’appréhender la morphologie de certaines structures sous-marines.

18Toutefois, l’ensemble de ces techniques de télédétection, photographies aériennes ou images satellitaires, ainsi que leur traitement informatique, ne saurait dispenser des observations de terrain.

3. Les « marques de terrain » (les formes d’érosion)

19La caractéristique principale des accumulations sableuses est bien leur grande mobilité, due à leur structure même faite d’éléments aisément déplaçables par l’eau et par le vent. L’observation directe, sur le terrain, des différents aspects de la plage et de la dune qui lui est associée permet un diagnostic précis de la mobilité du rivage.

20Ainsi, la présence d’une falaise sableuse au niveau du contact entre la dune et la plage signifie que la mer est venue attaquer le haut de l’estran. Le commandement de cet escarpement plus ou moins abrupt renseigne sur l’ampleur du phénomène érosif. De quelques centimètres pour les microfalaises observées lors des phases régressives hivernales du cycle sédimentaire saisonnier, il peut souvent dépasser 10 m ou même, dans des cas exceptionnels de recul rapide du rivage, atteindre plusieurs décamètres.

21Toutefois, si impressionnantes que puissent être ces falaises, elles n’indiquent pas forcément une tendance régressive durable. L’attaque du front dunaire par la mer, lors des phases de mauvais temps survenant en grande marée, est un phénomène normal dans l’évolution du système littoral. Il n’est que la reprise à la dune des sables stockés en période d’excédent et dont la plage a maintenant besoin pour retrouver son profil d’équilibre. Ce n’est que la répétition de ces attaques, sans intervalle de réparation suffisant, qui conduit au recul irréversible.

22L’éboulement de la falaise vive et la colonisation de l’éboulis par la végétation sont déjà le signe d’une guérison. En revanche, la présence d’une rampe de sédiment nu, totalement meuble, est l’indice d’un recul beaucoup plus inquiétant puisque le sable y est alors repris par les vents marins et emporté vers le revers de la dune, pour peu que la végétation soit insuffisante pour le fixer sur le plateau.

23La compression des flux éoliens sur la falaise taillée par l’océan provoque des turbulences qui déstabilisent le plateau. C’est ainsi que l’on peut voir apparaître des éléments morphologiques caractéristiques de l’état régressif de la dune (fig. 2).

24— Les siffle-vent naissent d’une entaille de la corniche dunaire par le vent. Simples gorges découpées dans la corniche, ils peuvent se creuser et s’élargir pour peu que la végétation soit insuffisante pour fixer le sable.

25— Les caoudeyres, ou marmites éoliennes, sont des excavations de forme proche de celle d’une calotte sphérique qui peuvent provenir de l’élargissement d’un siffle-vent. Véritables plages d’envol pour le sable mis à nu, elles déforment le glacis externe (caoudeyres de front) ou le plateau (caoudeyres de plateau), générant plus à Test des accumulations sous forme de tucs ou de pourrières (LGPA, 1985).

26— La présence de pourrières, accumulations de sable vif qui s’étale en tramées au niveau du talus interne ou de la lette, signale bien souvent la déstabilisation de la face occidentale de la dune. Ces structures sont généralement alimentées par de grandes caoudeyres externes ou par des plateaux très dégradés où la déflation est très importante. La végétation ne peut généralement pas s’installer sur cette forme d’accumulation très mobile.

Fig. 2 – Typologie des formes de dégradation de la dune (Barrère, 1988. Adaptation de Guinberteau, 1996) dans Biodiversité et protection dunaire. Actes du colloque ONF, 1996, Bordeaux. Paris, Éds Lavoisier, 1997. © ONF

27L’état de dégradation extrême est bien celui de la dune totalement dévégétalisée. Il ne peut s’y former de siffle-vent, ni de caoudeyre. Le vent déplace alors librement les sables vers l’arrière, dans la lette, qu’ils envahissent. La dune nord de Lacanau, la dune « des Ensablés » du Cap-Ferret avant sa reconstruction, sont deux exemples parmi d’autres de cette évolution vers des formes mobiles.

B. Le phénomène naturel d’érosion

28Les plages et les massifs dunaires qui leurs sont associés sont des formes d’accumulation. Leur recul, que nous observons actuellement, est donc le signe d’une inversion de la tendance évolutive à l’origine de leur formation (Paskoff, 1993). Une période de pénurie de sédiments disponibles fait donc suite aujourd’hui à la longue phase d’abondance qui a permis l’accumulation de sable sur nos rivages.

1. Les grands traits de la formation et de l’évolution des rivages aquitains

29Le mécanisme de cette accumulation est bien connu et il faut faire remonter la naissance de la zone actuelle des Landes de Gascogne à la dernière glaciation du Würm. À cette époque, le niveau de la mer se situait entre -120 et -130 m par rapport à son altitude actuelle, les dépôts fluviatiles de sable ont été repris et répandus par les vents d’ouest pour former une grande plaine de plus de 10 000 km2. L’écoulement des eaux s’en est trouvé perturbé et le réseau hydrographique a dû alors se réorganiser.

  • 3 La pente moyenne entre l’isobathe-100 m et la côte est de 8 à 10 km vers Capbreton, 4 à 5 km dans l (...)

30Il y a 15 000 ans environ, le réchauffement du climat et la fonte des glaciers qui s’en suivit ont élevé le niveau de la mer. En recouvrant la plate-forme continentale, la mer a repoussé devant elle les sédiments accumulés. Cette remontée glacio-eustatique s’est produite sur un plateau continental partiellement nivelé, dont la pente s’amenuise à mesure que l’on remonte vers le nord3 (fig. 3).

31Le niveau actuel fut atteint avec la stabilisation du climat approximativement au début du Néolithique, il y a 3 000 à 5 000 ans. Le vent a pu mobiliser les stocks abondants de sables déposés sur les côtes sous forme de plages et former ainsi les vastes champs de dunes qui longent le rivage aquitain.

32Cette construction s’est poursuivie tant que la réserve sous-marine a permis de l’alimenter. Néanmoins, « si l’adaptation morphologique à une transgression d’un système de petite dimension composé de matériaux meubles est presque immédiate, le temps de réponse d’un ensemble aussi vaste que la côte Aquitaine est très long et l’on peut considérer que la morphologie d’équilibre de la côte n’est pas atteinte, comme en témoigne sa disposition subrectiligne, caractéristique de l’évolution non achevée d’un littoral sableux entre deux points d’ancrage rocheux » (Giresse, 1987).

33À la brusque remontée du niveau marin succède donc une longue période d’érosion marine qui se poursuit aujourd’hui. La régularisation du littoral suit la stabilisation du niveau marin et la redistribution des sédiments, par l’intermédiaire de la dérive littorale, estompe le dessin festonné de la côte. Aujourd’hui, cette réserve est tarie et les apports se limitent aux produits de l’érosion continentale et marine. La morphologie littorale est désormais fragile, très vulnérable à tout changement des processus naturels aussi bien qu’aux interventions anthropiques.

Fig. 3 – Évolution du littoral aquitain depuis la dernière glaciation (Gensous, 1971)

34Outre le problème de la disponibilité sédimentaire que nous venons d’évoquer, la morphogenèse littorale s’explique par l’action conjointe du vent et la mer. Le vent soulève des houles donnant naissance, à l’approche de la côte, à des courants qui transportent et déposent les sables arrachés plus loin. Les houles du Golfe de Gascogne sont parmi les plus fortes que l’on puisse rencontrer sur le littoral français. Principalement de secteurs Ouest (77 %) et Nord-Ouest (20 %), elles sont quasiment identiques tout au long du rivage Aquitain, avec des longueurs d’onde comprises entre 125 et 225 mètres et des périodes relativement longues de 8 à 16 secondes. À l’approche de la côte, alors que la hauteur d’eau diminue, leur modification entraîne la formation de courants complexes, capables de mobiliser les sables jusqu’à une profondeur de 5 à 15 mètres et exceptionnellement lors des tempêtes, de 25 à 40 mètres (Klingebiel, 1990).

35C’est principalement dans la zone de déferlement que l’énergie générée par la houle influe de façon très importante sur la morphogenèse côtière. Sous nos latitudes les plages démaigrissent en hiver, période de haute énergie où le sable est entraîné vers la plage sous-marine, alors qu’elles progressent en été, période de basse énergie où le transit s’effectue essentiellement vers la côte (fig. 4).

Fig. 4 – Modifications saisonnières de la morphologie du profil de la zone littorale (d’après Wright et al., 1979, in Weber, 1989, modifié)

  • 4 Mouvements dans le profil ou « cross-shore ».

36En Aquitaine, le LCHF a évalué les échanges globaux de sédiments perpendiculairement au littoral4 à 500 000 m3 par an et par kilomètre de rivage.

37Si la houle est oblique par rapport au trait de côte, le déferlement entraîne un mouvement latéral des sédiments. Ce transport parallèle à la côte est connu sous le nom de dérive littorale et l’image de « rivières de sable » a pu être utilisée pour illustrer ce phénomène.

38La charge sédimentaire de la dérive littorale aquitaine a été calculée empiriquement par le LCHF. Les chiffres avancés en 1987 ont été plusieurs fois vérifiés (fig. 5) :

  • de la pointe de Grave à la pointe de la Négade, 400 000 m3 transitent annuellement du sud vers le nord ;

  • de la pointe de la Négade à l’Adour, le transit s’effectue du nord vers le sud et les volumes transportés, s’ils atteignent 600 000 m3 sur le littoral médocain, diminuent dans les Landes pour n’être plus que de 200 000 m3 au niveau de Capbreton ;

  • au sud de l’Adour, le sens résultant de la dérive s’inverse une nouvelle fois ; 50 000 m3 de sable se déplacent chaque année de Biarritz à Bayonne.

39En règle générale, le flux de sable transporté par la dérive littorale disparaît dans des canyons sous-marins. En ce qui concerne notre zone d’étude, les auteurs ne s’accordent pas sur la capacité du Gouf de Capbreton, canyon dont la tête s’avance à moins de 250 m de la côte, à capter les sables véhiculés par la dérive littorale (Paskoff, 1998). Il paraît vraisemblable que seule une partie du stock sableux est captée par le Gouf, le reste s’échappe vers les hauts-fonds ou bien est déposé sur les plages.

40La redistribution des sédiments sur les rivages n’est pas uniforme. Un secteur donné passe par des phases d’érosion et des phases de stabilité, voire de sédimentation. De la Gironde au Gouf de Capbreton, la côte présente des pics d’érosion, séparés de pas de 50 km qui migrent à 0,5 ou 1 km/an. Ces pics se situent dans les intervalles qui séparent des masses de sable bien individualisées, baptisés « wagons sédimentaires » par J. Lorin. Cet auteur a ainsi mis en évidence la migration vers le sud du pic d’érosion de Carcans, en Gironde, qui s’est déplacé de 21 km entre 1875 et 1979. Dans les Landes, le pic d’érosion identifié à Mimizan en 1979 pouvait être retrouvé à Contis en 1982 (MIACA, 1985).

Fig. 5 – Capacité annuelle du transit littoral dans Catalogue sédimentologique des côtes françaises - Côtes de la Manche et de l’Atlantique (de la baie du Mont-Saint-Michel à la frontière espagnole) du Laboratoire Central d’Hydraulique de France (LCHF), Collection des ouvrages de la R & D d’Électricité de France coédité avec les Éditions Eyrolles.

41La connaissance de ce phénomène pourrait permettre une vue prospective de l’évolution des plages. H. Howa et D. Michel (1995) ont étudié la migration d’un de ces wagons sédimentaires au niveau de La Salie entre 1950 et 1991, permettant de prédire à court terme la position du banc.

42Ce système a été modélisé par M.-C. Prat et J.-N. Salomon (1997) lors d’une étude sur la côte d’Arvert en Charente. Il apparaît de type ondulatoire. Le modèle proposé intègre les deux modes d’évolution observés (fig. 6) :

  • le premier est transversal, lié au jeu des houles, des vagues, des marées. Quand les exportations vers le large dépassent les remontées sableuses, le déficit sédimentaire induit provoque le recul du trait de côte parallèlement à sa ligne originelle ;

  • le second est longitudinal, fruit du déplacement de masses sableuses par la dérive littorale. En identifiant les intersections, qu’ils ont appelées « points neutres », des lignes de côte successives avec la ligne initiale, les auteurs ont délimité les surfaces des corps sédimentaires qui se sont déplacés. Les positions successives des centres de gravité de ces structures permettent de connaître la vitesse du déplacement et, s’il était prouvé que la progression fut régulière, d’utiliser ce modèle pour prédire l’évolution à court terme (10 à 15 ans environ) du secteur.

Schéma théorique de l’évolution du trait de côte (secteur Pointe Espagnole-La Courbe). Hypothèse du « train sinusoïdal »
Fig. 6 – Le modèle de Prat et Salomon dans Biodiversité et protection dunaire. Actes du colloque ONF, 1996, Bordeaux. Paris, Éds Lavoisier, 1997. © Éds Lavoisier

2. L’élévation contemporaine du niveau de la mer

43Les lignes de côte, tracées par les transgressions et régressions marines, ont varié tout au long des ères géologiques. La position actuelle du rivage s’inscrit dans le cadre de la transgression flandrienne, conséquence du réchauffement climatique intervenu il y a 18 000 ans. La fonte des grands glaciers continentaux a ainsi permis une augmentation globale du niveau de la mer 125 mètres environ. Les courbes figurant cette remontée indiquent toutefois que le niveau actuel a été atteint il y a un peu plus de 5 000 ans, date à partir de laquelle tous les auteurs mentionnent une élévation toujours inférieure à 10 mètres (fig. 7).

Fig. 7 – Les variations du niveau de la mer sur le littoral atlantique depuis 20 000 ans (in Howa, 1987)

44Depuis la fin du XIXe siècle, la température moyenne du globe a augmenté de 0,5° C. et le niveau marin s’est élevé de 15 cm. De nombreuses études ont cherché à prédire l’ampleur de cette élévation pour les temps à venir. Les chiffres alarmistes des années 80, lancés par l’Agence Américaine de l’Environnement dans le but d’alerter les politiques sur la nécessité d’une meilleure gestion de la zone côtière prédisaient une remontée de 58 à 365 cm d’ici 2100. Les dernières estimations disponibles du Groupe Intergouvememental d’experts sur l’Évolution du Climat annoncent une élévation probable bien moindre, de l’ordre d’une cinquantaine de cm pour la fin du XXIe siècle (5 mm/an), avec une fourchette beaucoup plus réduite puisque allant de 15 à 95 cm (GIEC, 1999).

45La réponse du profil d’équilibre d’une plage à l’augmentation du niveau de la mer a été décrite de façon semi-quantitative par Bruun en 1962. La règle de Bruun part du principe que le profil de la plage est maintenu par une hauteur d’eau constante au niveau de l’avant plage. Si la mer monte, des sédiments sont enlevés à la plage pour se déposer sur l’avant plage, de façon à maintenir constante la hauteur d’eau. Ainsi, la ligne de côte recule, (fig. 8).

Fig. 8 – Illustration de la règle de Bruun (Paskoff, 1998) dans Annales de Géographie, no 600. Paris, A. Colin. © A. Colin

  • 5 Du moins pour les littoraux sableux de pente moyenne ou forte ; l’impact est naturellement beaucoup (...)

46Cependant, on oublie souvent que les conditions d’application de la règle de Bruun sont très strictes (Paskoff, 2001). Il faut en particulier que la plage soit en état d’équilibre dynamique, ce qui exclue à priori l’utilisation de ce modèle pour la côte aquitaine, longée par une dérive littorale qui prélève à la côte un volume de sédiment plus grand que celui qu’elle dépose. De nombreux auteurs ont tenté, avec des succès divers, d’adapter la règle de Bruun en intégrant les transports latéraux. Leurs conclusions font ressortir que l’augmentation du niveau de la mer est bien l’un des facteurs contrôlant l’érosion des côtes, mais qu’à l’échelle des aménagements, son influence est loin d’être la plus importante5. Thèse que Bartet et Barrère (1991) résument en écrivant que « l’élévation du niveau marin […] n’est qu’un élément très partiel d’explication de l’érosion du littoral, même à l’échelle séculaire. L’essentiel tient, à la fin de la grande transgression holocène, à l’épuisement des stocks sableux mobilisables sur la plate-forme continentale ».

3. L’action des autres facteurs naturels

— Accroissement du pouvoir des tempêtes

47Lors des fortes tempêtes, certains sédiments de la plage, en particulier les plus fins, sont entraînés vers le large où ils restent piégés. L’avant-dune peut alors être amputée des matériaux qu’elle avait auparavant stockés. Des falaises dunaires apparaissent. Les plages et les dunes reculent ainsi par à-coups, elles peuvent rester relativement stables pendant plusieurs années et perdre en une seule journée plusieurs mètres. Si ces reculs « normaux » sont suivis de longues périodes de temps calme, où les houles peuvent apporter du sable vers la plage, la reconstruction est possible. En revanche, si le sable arraché à la dune par une tempête occasionnelle n’est pas renouvelé par les apports du large, soit parce que les tempêtes surviennent de façon anormalement fréquente, soit parce que la mer emporte plus de sable vers d’autres secteurs qu’elle n’en fournit à la zone attaquée, soit encore parce que la dune est dégradée à un point tel que le sable ne peut plus y être stocké, le recul devient irréversible.

48Certains chercheurs ont invoqué un accroissement de la force et de la fréquence des tempêtes pour expliquer la régression actuelle des côtes. Les informations fournies par l’Institut des Sciences Océanologiques du Royaume-Uni soulignent que la hauteur moyenne des vagues est passée de 2,25 m dans les années 60 à 2,75 m dans les années 80 et leur hauteur maximale de 12 m à 18 m pendant la même période. L’énergie de la houle en a été renforcée de plus de 30 %.

49Toutefois ces observations ne sont pas nécessairement significatives d’une tendance nouvelle puisque des phénomènes de même ampleur ont été enregistrés au début du XXe siècle. Ainsi, en Aquitaine, les tempêtes des années 1910-1930 ont engendré des dégâts considérables au cordon littoral fixé et provoqué la disparition de constructions implantées sur la dune, comme, par exemple, le casino de Soulac en 1924, ou bien le quai promenade d’Anglet, en 1929, un an à peine après sa construction. Une étude statistique récente montre, en dépit de l’émotion causée par les tempêtes très violentes des années 1999 et 2000, la diminution de la fréquence des tempêtes en Aquitaine depuis une quarantaine d’années (Bastère, 1999).

— Le vent

  • 6 La complexité des transports éoliens a suscité un nombre considérable de travaux. On citera simplem (...)
  • 7 Selon le LCHF, un vent de 7m/s (4 Beaufort) met en mouvement 10 kg de sable par mètre linéaire de p (...)

50Le massif dunaire aquitain témoigne de l’importance des transports éoliens. Les énormes quantités de sable accumulées depuis 8 000 ans ont façonné les paysages. La vitesse du vent, mais aussi la configuration du sol, la présence ou l’absence de végétation, la densité de l’air, la taille et le poids des grains de sable, sont autant de facteurs qui déterminent les mouvements sédimentaires6. Il ne peut être question de décrire ici tous ces paramètres. Nous dirons ici simplement que les évaluations réalisées en Aquitaine avancent les chiffres considérables de 15 à 30 m3 de sable déplacé chaque année par mètre linéaire de plage7, ce qui correspond à un échange solide de près de 2 millions de m3 par an et par kilomètre. Toutefois, les observations de terrain ne montrent pas actuellement de développement dunaire généralisé dans la zone supratidale, ce qui devrait être le cas avec de telles estimations. J.-P. Tastet (1996) pense que « la valeur du transit éolien donné par les auteurs semble surestimée et plutôt correspondre à ce que devait être ce transit avant la fixation des dunes côtières. Les observations de terrain montrent qu’actuellement ce transit n’est pas suffisant pour soustraire de façon significative du sable à l’érosion marine ».

51Les sables de haut de plage et de dune sont les premiers à être entraînés lorsque le vent forcit. Sur la côte aquitaine, le vent commence à être un agent actif à partir de 10 m/s, les trois-quarts du transport annuel s’opèrent donc en 5 mois, de novembre à mars (Thomas, 1975).

52La dune littorale d’Aquitaine, artificiellement exhaussée au siècle dernier, reçoit de plein fouet les attaques du vent. Sa structure infléchit le flux éolien qui la modèle sans cesse, créant des cavités de déflation, ou caoudeyres, et des accumulations sous forme de tucs ou de pourrières que nous avons évoquées précédemment.

53Le rôle de la végétation est fondamental dans la gestion des phénomènes éoliens. Les plantes psammophiles, comme l’Agropyrum Junceum en pied ouest de dune et surtout l’Ammophila Arenaria (oyat ou gourbet), présent sur tout le plateau, freinent la vitesse du vent, fixant ainsi les sables sur la dune. Ces plantes pionnières sont secondées dès que le sable est stabilisé par tout un cortège de plantes accompagnatrices, Elymus Arenaria, Erygium Maritimum… L’augmentation de la richesse spécifique accroît ainsi la densité du tapis végétal et avec elle la stabilité de la dune.

54Cependant, la plupart de ces espèces, et surtout l’oyat, sont très fragiles au piétinement. Le vent peut très vite reprendre son action érosive dès que les promeneurs ont, par leurs passages répétés, détruit la végétation. Il s’agit alors de cicatriser les brèches le plus rapidement possible, par des plantations de gourbet, accompagnées parfois par la pose de filets ou de barrières qui font obstacle à la force du vent. Ce travail incessant de cicatrisation est le plus souvent assuré par l’ONF, qui veille ainsi à l’intégrité de la végétation dunaire et à la maîtrise de l’érosion éolienne. Nous verrons plus loin, par des exemples précis, comment la mise en place de ces techniques permet de freiner le recul généralisé de la dune et prévient l’ensablement des zones parfois urbanisées de la lette.

— Les mouvements tectoniques

55Les études comparatives de nivellement de 1890 et de 1967 réalisées par l’IGN montrent que le Bassin Aquitain se décompose en panneaux affectés de mouvements tectoniques soit de surélévation, soit d’affaissement :

  • affaissement dans les zones de l’Adour, de Carcans-le Porge de 0,5 à 1 mm/an ;

  • exhaussement de la zone de Saint-Girons (LCHF, 1987).

56En supposant que l’on retrouve bien sur le littoral les mouvements de l’intérieur, ces chiffres ne sont pas à négliger vis-à-vis de la remontée du niveau de la mer puisqu’ils équivalent à 2 000 à 3 000 m3/km/an en érosion ou en sédimentation suivant que le panneau monte ou descend, accentuant ou compensant ainsi les effets de l’érosion marine. Le LCHF attribue à ces phénomènes d’échelle géologique l’érosion du nord de la Gironde et du sud des Landes.

C. Une érosion aggravée par les actions humaines

57L’utilisation, à des fins récréatives, résidentielles, industrielles ou agricoles, d’espaces aussi fragiles que les littoraux dunaires conduit presque nécessairement à leur dégradation. Si l’on oppose classiquement les causes naturelles de l’érosion aux facteurs anthropiques, c’est bien l’ensemble des imbrications complexes des agents d’érosion qu’il convient de considérer dans l’écoumène littoral. Les interventions humaines, nécessairement (naturellement) perturbatrices, viennent s’ajouter aux actions des agents physiques. Elles en amplifient, en aggravent, les conséquences.

58Si, en Aquitaine, l’ampleur du cordon dunaire sur lequel elles s’appuient permet aux plages de se maintenir en dépit de la régression des côtes, la rupture de la morphoséquence dune-plage, par l’artificialisation du trait de côte, peut être fatale à leur pérennité. La dune artificialisée au contact même de la plage, amputée de son avant dune, se trouve empêchée d’échanger des sédiments avec l’estran. Il devient alors nécessaire, pour maintenir l’existence des villas, immeubles et promenades de front de mer, de fixer la ligne de côte par des ouvrages et/ou de forcer la dérive littorale à déposer au-devant des constructions menacées les sables qu’elle transporte.

59La fréquentation désordonnée des dunes non urbanisées, les cheminements dénudés par le passage des motos tout terrain ou des 4 x 4, peuvent entraîner la formation de véritables couloirs d’érosion éolienne dont la multiplication peut très rapidement conduire à la déstabilisation du cordon dunaire fixé.

60Le déficit sédimentaire « naturel » peut être également creusé par les extractions de matériaux dans les rivières des bassins versants, par les dragages dans les embouchures et par les prélèvements de sables sur l’estran. L’impact des extractions reste toutefois relativement modeste en Aquitaine.

1. L’artificialisation de la dune et la défense du trait de côte perturbent les échanges sédimentaires

61Le maintien d’un fonctionnement naturel sur des fronts de dunes artificialisées est du domaine de l’utopie. Dès qu’une fréquentation de type résidentiel affecte le front dunaire, il n’y a pas d’autre solution que celle de la substitution d’un front artificiel au front naturel (Pinot, 1998). La stricte défense du trait de côte et des habitations de première ligne a conduit à la construction de murs, remblais, enrochements, perrés, épis, à, pour reprendre l’image de V. Hugo, « toutes ces maçonneries dont on caparaçonne la mer ». Ces méthodes se sont développées depuis le siècle dernier sous la houlette des ingénieurs des grands corps de l’État dans une logique quasiment guerrière. « Lutte contre la mer », « défense lourde », « batterie d’épis »…, l’occasion était belle de développer des techniques de plus en plus sophistiquées mettant en valeur le savoir des ingénieurs, asseyant leur suprématie.

62C’est souvent en voulant lutter contre l’érosion marine que l’on en a amplifié les conséquences. Ainsi, les aménagements qui ne tiennent pas compte des échanges sédimentaires entre les petits fonds marins, la plage, son avant-plage et l’avant-dune provoquent le plus souvent des phénomènes d’érosion.

63Aujourd’hui, les déboires que provoque cette attitude d’affrontement poussent les services responsables à une réflexion sur l’approche des problèmes générés par l’érosion des côtes. Il n’en demeure pas moins que ces ouvrages sont bien adaptés à la stricte protection des implantations humaines jugées essentielles. Le fonctionnement de ces ouvrages, leurs avantages et leurs inconvénients, ont été abondamment décrits par la littérature. Nous en présenterons ici uniquement les grandes lignes.

— Les ouvrages longitudinaux

64perrés et enrochements : il s’agit d’ouvrages implantés au voisinage du trait de côte, là où la plage vient s’appuyer sur la dune. Leur objectif est de stopper le recul du rivage.

65Les murs maçonnés, verticaux ou en pente plus ou moins accentuée, donnent une impression de sécurité. Progressivement élaborés depuis le Moyen Âge autour des ports et développés avec l’essor du tourisme balnéaire, ils font partie du paysage littoral, et acquièrent de ce fait une valeur culturelle (Miossec, 1993). Le développement des stations touristiques a généralisé la vogue des digues promenades, conçues autant comme une mise en valeur des constructions de front de mer qu’en tant que défense contre les assauts des vagues.

66Les enrochements sont formés de blocs dont le poids unitaire varie de quelques centaines de kg à plusieurs tonnes. Souvent installés très près du trait de côte et toujours extrêmement inesthétiques, ils n’ajoutent rien au confort des usagers, leur fonction ne peut être que défensive. Mais l’enrochement le mieux fait devient inefficace quand le sable quitte la plage, du fait de la dérive littorale (cas des plages du Nord Médoc), ou par réduction du stock (Pinot, 1998).

67Le principal défaut des ouvrages longitudinaux est d’interrompre les échanges de sédiments entre la plage et la dune. En outre, si l’ouvrage longitudinal est implanté trop près de la ligne de côte — cas fréquent — et/ou trop réfléchissant — cas quasi général —, les houles se réfléchissent sur l’ouvrage, provoquant alors une forte agitation à l’origine de l’érosion du pied de la structure. Le remède est alors pire que le mal (fig. 9).

Fig. 9 – Disparition d’une plage sous l’effet de la construction d’une protection longitudinale (Paskoff, 1998) dans Les Littoraux, Paris, A. Colin. © A. Colin

68brise-lames : ce sont des ouvrages construits en avant de la côte et disposés parallèlement à celle-ci. Leur but est d’atténuer l’impact des vagues sur le rivage. En freinant la dérive littorale, ils induisent des dépôts sédimentaires à l’origine de véritables tombolos. Ils provoquent donc un déficit sédimentaire immédiatement en aval, dans le sens de la dérive littorale. Il devient alors nécessaire de construire d’autres brise-lames et, un ouvrage en appelant un autre, le rivage s’en trouve totalement artificialisé.

— Les ouvrages transversaux

69les épis : perpendiculaires au rivage, construits en bois ou en enrochements, les épis ont pour but de capter une partie des sables véhiculés par la dérive littorale qui viennent alors engraisser la plage située en amont de l’obstacle (fig. 10). Leur inconvénient majeur est de provoquer une érosion en aval de l’ouvrage. Il devient alors nécessaire d’implanter un autre épi, qui en appelle un suivant, etc. Leur succession ne peut empêcher l’érosion à l’aval du dernier épi. Sur le littoral aquitain, leur durée de vie est de l’ordre d’une quinzaine d’années.

Fig. 10 – Effets de l’installation d’une batterie d’épis (Levoy et Larsoneur, 1992) dans Notice d’impact en vue des travaux de protection contre la mer (Basse-Normandie), Caen, 1992. © Presses universitaires de Caen

70digues d’aménagement des débouchés en mer : pour enrayer la divagation vers le sud des courants landais, leurs débouchés en mer ont été canalisés dès le XIXe siècle.

71Les digues nord agissent à la manière d’épis. En bloquant le transit littoral, elles provoquent l’engraissement de la plage située en amont et en contrepartie accentuent les érosions au sud. La morphologie du littoral de part et d’autre du débouché du Boucarot, à Capbreton est une illustration parfaite de ce phénomène (photo 3). Il y a 40 ans, les villas du front de mer d’Hossegor étaient menacées de destruction. Depuis le prolongement de la jetée nord en 1974, destiné à l’amélioration de l’accès au nouveau port programmé par la MIACA, on observe un très important atterrissement sur la plage Notre-Dame. Au sud de l’embouchure, en revanche, la situation est catastrophique, puisque la plage a totalement disparu, la mer venant saper le perré qui protège les immeubles. Ce perré a donc été protégé par des enrochements et une série d’épis installés pour contenir le sable. Leur efficacité est très limitée et la plage ne peut être maintenue que par des réensablements annuels.

Photo 3 – Impact de la jetée nord sur les abords de l’embouchure du Boucarot à Capbreton (Landes) (photomontage d’après les photos aériennes de l’ONF, mission de 1994). © ONF

72La multiplication de ces divers ouvrages conduit à une artificialisation du trait de côte et si les immeubles sont protégés à grand prix, la plage disparaît. Les municipalités sont alors contraintes de procéder à des rechargements continuels afin d’« assurer la saison touristique ».

2. Le piétinement des dunes amplifie l’action du vent

73Le développement de la fréquentation touristique se traduit par une invasion désordonnée des plages à la faveur de tout chemin qui s’y prête. Les itinéraires « sauvages » sont d’autant plus nuisibles lorsque la présence d’une route parallèle au rivage dilue les passages transdunaires hors des points de franchissement balisés. Le piétinement, et à plus forte raison le passage de véhicules (VTT, motos tout-terrain, 4 x 4), est la cause fondamentale de la remise en route de l’érosion éolienne. Les passages créés sont autant d’amorces de siffle-vent et couloirs de déflation qui évoluent en caoudeyres, puis en pourrières qui progressent aux dépens des faciès stabilisés de dunes grises et de franges forestières, ainsi que de l’urbanisation aventurée trop près du cordon dunaire.

74Le piétinement intense du profil dunaire a deux conséquences directes. En premier lieu une action physique sur le sable qui est creusé et poussé vers le bas du profil, en second lieu une action sur la végétation dont il provoque le dépérissement. Le gourbet est ainsi très fragile au piétinement. La marche, plus facile entre les touffes, tasse le sable qui meurtrit les rhizomes et les bourgeons. L’espace entre les touffes s’élargit alors pour offrir plus de prise à la déflation. Satchell (1976) a ainsi pu évaluer que 7 500 personnes par saison peuvent éliminer totalement l’Oyat et l’Agropyrum sur une surface de 280 acres (113,3 ha) de dune vive. Le nombre de passages pour détruire 50 % de la couverture végétale sur cette même surface est de 1 800 en été, et 1 100 en hiver. Plus on se rapproche de la plage, plus l’effet du piétinement est important, puisque moins de 50 passages peuvent arrêter la croissance de l’oyat pendant un an et, si le site vient à être protégé, il faudra attendre environ 4 ans pour retrouver la couverture initiale (Broodhead et Geoffrey, 1979).

75Les dégradations sont amplifiées par l’engouement récent pour les véhicules tout-terrain, particulièrement dévastateurs. Les compétitions motocyclistes organisées en milieu dunaire, comme l’enduro des baïnes dans le Médoc ou la ronde des sables à Seignosse sont particulièrement meurtrières pour ces milieux très fragiles. La circulation des véhicules à moteur dans les espaces naturels est en fait interdite depuis 1991 (loi no 91-2. Art 1er) mais n’a réellement pu s’appliquer que depuis 1992, quand est paru son décret d’application prévoyant des sanctions pénales. Le ministre de l’environnement reconnaissait toutefois en 1996 certaines difficultés d’application, en particulier « dans le secteur littoral, principalement dans le Nord ou en Aquitaine, qui présentent des espaces naturels assez vastes pour accueillir chaque année des enduros des sables. Les compétitions autorisées à titre exceptionnel engendrent des pratiques incontrôlées de motos dans les dunes avant et après les manifestations » (Jounal des Débats Ass. Nat. 25/03/96).

3. Extractions et dragages accroissent le déficit sédimentaire

76La cause principale de la récession des plages est la pénurie de sédiments. Ce déficit naturel a pu être amplifié par les prélèvements de sable sur l’estran ou bien dans les rivières depuis le siècle dernier. En effet, toute quantité de matériaux prélevé dans la zone « active », en gros, entre la côte et-15 m, ou ne parvenant plus à la mer, est autant de perdu pour le stock mis en jeu dans la dynamique sédimentaire.

77les extractions dans le lit des rivières n’ont, semble-t-il, qu’une influence très modeste sur le déficit sédimentaire observé en Aquitaine. La Gironde, seul véritable estuaire du littoral aquitain, est en effet en voie de comblement. Elle n’apporte plus à l’Océan que des matériaux très fins (vases et pelites), bien incapables d’alimenter la sédimentation côtière.

78Les dragages en mer et au niveau des embouchures sont en général effectués dans les petits fonds qui appartiennent à la zone sédimentaire « active ». Ils contribuent par conséquent à l’appauvrissement global du stock de matériaux.

79Dans le chenal de l’Adour, les matériaux extraits depuis 1896 et jusqu’en 1974 étaient rejetés dans des fonds de-20 m. On estime que moins de 20 % ont pu revenir dans la zone sédimentaire active (LCHF, 1987). Depuis 1975, les 750 000 m3 dragués annuellement dans le chenal sont rejetés dans les petits fonds (-5 m ou-3 m) afin de permettre leur redistribution sur le littoral.

  • 8 L’extraction des granulats est encadrée par la loi no 76-646 du 16 juillet 1976 et ses décrets d’ap (...)

80Les extractions sur l’estran, réalisées dans la zone sédimentaire la plus active, sont les plus nocives. Elles ont officiellement cessé dans les années 19808.

81La consommation de granulats est actuellement de l’ordre de 250.106 t/an pour la France entière, ceci pour la seule partie obtenue par dragages. Puisqu’il est apparu indispensable de réduire les extractions dans les rivières, les agrégats marins deviennent une source extrêmement convoitée. Il paraît donc évidemment nécessaire ne n’envisager la possibilité d’extraction qu’au large, au-delà de la zone qui échange des sédiments avec la plage. Des expérimentations à partir de traceurs radioactifs ont été effectuées dans les Landes, montrant qu’un sable de 2 à 3 mm n’est plus remanié par les houles de 6 m de hauteur lorsqu’il est déposé au-delà de l’isobathe -14 m (STPMVN, 1998). Dans ces conditions le prélèvement n’a plus d’influence sur l’équilibre littoral. Seuls les coûts de ces opérations en freinent l’application.

Notes

1 On pourra consulter les travaux de BARUSSEAU et al. (1972), CARBONEL et al. (1977), COURRÈGES (1997), DESERCES (1973), DUPLANTIER (1976), FÉRAL (1970), MOYES et PEYPOUQUET (1971).

2 Lors de la « marée du siècle » de février 1997, un alignement de petits piquets a été découvert à 400 m du camping du Vivier, au nord de Biscarrosse. Actuellement situés à la cote -2 m NGF, leur datation a indiqué la présence d’une communauté humaine vers 3 500 B.P. MAURIN (1998) mentionne également la présence d'un peuple de pêcheurs avant la fermeture du lac par le cordon dunaire.

3 La pente moyenne entre l’isobathe-100 m et la côte est de 8 à 10 km vers Capbreton, 4 à 5 km dans la région du Cap-Ferret, 1 à 2 km au large de la Gironde.

4 Mouvements dans le profil ou « cross-shore ».

5 Du moins pour les littoraux sableux de pente moyenne ou forte ; l’impact est naturellement beaucoup plus important pour les littoraux sableux plats.

6 La complexité des transports éoliens a suscité un nombre considérable de travaux. On citera simplement ici ceux de R.A. BAGNOLD 1954, J.N. SVASEK et J.H.J. TERWINDT, 1974, et Y.-F. THOMAS, 1975.

7 Selon le LCHF, un vent de 7m/s (4 Beaufort) met en mouvement 10 kg de sable par mètre linéaire de plage et par heure, 100 kg pour un vent de 12 m/s (6 Beaufort) et 500 kg pour un vent de 18 m/s (8 Beaufort). Ceci pour des particules dont la taille est comprise entre 0,2 et 0,3 mm (PASKOFF, 1998). P. BARRÈRE (1997) a mesuré, au nord de Lacanau, un apport minimum de 25 m3/ml/an.

8 L’extraction des granulats est encadrée par la loi no 76-646 du 16 juillet 1976 et ses décrets d’application (80-204 sur les titres miniers et 80-470 sur les carrières en mer), par l’arrêté du 29 juin 1982, et par l’article 24 de la loi littoral (janvier 1986) qui interdit totalement les extractions sur les plages « lorsqu’elles risquent de compromettre, directement ou indirectement, l’intégrité des plages, dunes littorales, falaises… ».

Table des illustrations

Légende Photo 1 – Perception de la menace : à l’Amélie (Gironde), le poste de secours est déchaussé par le recul de la dune (janvier 2000) © cliché Ch. Clus-Auby
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 192k
Légende Photo 2 – Blockhaus basculés sur les plages à Capbreton © cliché Ch. Clus-Auby
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 172k
Légende Fig. 1 – Le Bassin d’Arcachon au tout début du XVIIIe siècle sur la carte de Masse (Mémoire no 45, du 25 mai 1708) © IGN – PARIS 2003 autorisation no 2203001
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 372k
Légende Fig. 2 – Typologie des formes de dégradation de la dune (Barrère, 1988. Adaptation de Guinberteau, 1996) dans Biodiversité et protection dunaire. Actes du colloque ONF, 1996, Bordeaux. Paris, Éds Lavoisier, 1997. © ONF
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 236k
Légende Fig. 3 – Évolution du littoral aquitain depuis la dernière glaciation (Gensous, 1971)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-5.jpg
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Légende Fig. 4 – Modifications saisonnières de la morphologie du profil de la zone littorale (d’après Wright et al., 1979, in Weber, 1989, modifié)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-6.jpg
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Légende Fig. 5 – Capacité annuelle du transit littoral dans Catalogue sédimentologique des côtes françaises - Côtes de la Manche et de l’Atlantique (de la baie du Mont-Saint-Michel à la frontière espagnole) du Laboratoire Central d’Hydraulique de France (LCHF), Collection des ouvrages de la R & D d’Électricité de France coédité avec les Éditions Eyrolles.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-7.jpg
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Légende Schéma théorique de l’évolution du trait de côte (secteur Pointe Espagnole-La Courbe). Hypothèse du « train sinusoïdal »Fig. 6 – Le modèle de Prat et Salomon dans Biodiversité et protection dunaire. Actes du colloque ONF, 1996, Bordeaux. Paris, Éds Lavoisier, 1997. © Éds Lavoisier
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-8.jpg
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Légende Fig. 7 – Les variations du niveau de la mer sur le littoral atlantique depuis 20 000 ans (in Howa, 1987)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-9.jpg
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Légende Fig. 8 – Illustration de la règle de Bruun (Paskoff, 1998) dans Annales de Géographie, no 600. Paris, A. Colin. © A. Colin
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Légende Fig. 9 – Disparition d’une plage sous l’effet de la construction d’une protection longitudinale (Paskoff, 1998) dans Les Littoraux, Paris, A. Colin. © A. Colin
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1164/img-11.jpg
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Légende Fig. 10 – Effets de l’installation d’une batterie d’épis (Levoy et Larsoneur, 1992) dans Notice d’impact en vue des travaux de protection contre la mer (Basse-Normandie), Caen, 1992. © Presses universitaires de Caen
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Légende Photo 3 – Impact de la jetée nord sur les abords de l’embouchure du Boucarot à Capbreton (Landes) (photomontage d’après les photos aériennes de l’ONF, mission de 1994). © ONF
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 2003

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