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Évolution côtière micro-échelle et mise au point d’un Indice de sensibilité géomorphologique des plages (ISGP)

Micro-scale coastal evolution and development of a Beach Geomorphological Sensitivity Index (BGSI)
Gabriel Joyal et Antoine Morissette
p. 353-368

Résumés

L’acquisition de données de grande précision et à très haute résolution temporelle (mensuelle) à l’aide de DGPS permet de bien représenter les micro-fluctuations planimétriques et altimétriques de la morphologie côtière. Ces informations donnent une image des mécanismes responsables de la sensibilité de la côte et de son niveau de sensibilité. Les modèles d’évolution mensuels ont montré l’existence de cinq profils dynamiques types dont la variabilité de réponse morphologique est directement liée aux conditions hydrodynamiques. L’Indice de sensibilité géomorphologique des plages (ISGP) est un regroupement semi-quantitatif des données d’évolution qui exprime le niveau de sensibilité des profils de plage. Les oscillations de l’ISGP représentent les taux mensuels de réponse morphologique des profils types et leur niveau de sensibilité. Nos résultats montrent que la sensibilité des profils de plage à l’état naturel est significativement différente des profils où des enrochements ont été réalisés. Les taux de réponse morphologique des profils naturels indiquent que la flèche littorale de la Pointe à Émile adapte continuellement sa morphologie en fonction des aléas côtiers. Le niveau de sensibilité du profil avec une structure de protection tend à augmenter la sensibilité géomorphologique de la Pointe à Émile. L’enrochement contribue à l’apparition d’un profil distal de submersion et augmente la sensibilité des profils à microfalaises adjacents.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 3 juin 2013, accepté 18 juillet 2013.

Texte intégral

Les auteurs remercient le Comité ZIP de la rive nord de l’estuaire pour le financement de ce projet ainsi que pour leur aide lors des relevés de terrain. Des remerciements vont également au comité citoyen contre l’érosion de Longue-Rive pour avoir initié et participé activement à ce projet. Nous remercions Patric  Lajeunesse et Pascal Bernatchez pour la révision critique de cet article avant sa publication ainsi que Jean-Marie Dubois pour la révision finale, leurs commentaires ont grandement contribué à son amélioration. Finalement, merci à Hugues Dorion pour son aide avec les figures ainsi qu’à Louise Marcoux du laboratoire de cartographie de l’université Laval pour la carte de localisation.

Introduction

1La vulnérabilité géomorphologique de la zone côtière correspond à la capacité d’un segment côtier à faire face aux forçages climatiques et aux aléas géomorphologiques (Intergovernmental Panel for Climate Change, 2007). La sensibilité géomorphologique peut être définie par une caractérisation de l’effet d’un aléa sur un segment côtier (Klein et al., 1998 ; Forbes et al., 2004) alors que la résilience considère le taux de réponse morphologique du segment côtier à cet aléa géomorphologique (Klein et Nichols, 1999 ; fig. 1A).

Fig. 1 – Le concept de sensibilité géomorphologique.
Fig. 1 – Geomorphological sensitivity concept.

Fig. 1 – Le concept de sensibilité géomorphologique. Fig. 1 – Geomorphological sensitivity concept.

A : Rôle des aléas sur les niveaux de sensibilité et l’évolution de la sensibilité des segments côtiers. B : Tendances d’évolution de la sensibilité.
A: Role of hazards on sensitivity levels and sensitivity evolution of coastal segments. B: Sensitivity evolution trends.

2En région tempérée froide, la morphologie des plages répond directement aux conditions hydrodynamiques, où des conditions plus calmes favorisent l’accumulation sédimentaire sur les plages, alors que les conditions de plus grande énergie ont tendance à les éroder (Masselink et Pattiaratchi, 2001 ; Catto, 2006). Ces conditions ont d’abord été associées à une cyclicité saisonnière mais il semblerait que le cycle profil d’érosion/profil d’accumulation pourrait se manifester à l’intérieur d’une saison, d’où le concept de cyclicité événementielle amené par A.D. Short (1979). Il existe en effet une variabilité significative de modèles d’évolution côtière en fonction des échelles spatio-temporelles utilisées pour représenter l’amplitude de déplacement des limites de la zone côtière (Pethick et Crooks, 2000 ; Torresan et al., 2008). L’existence d’états intermédiaires formés par la grande variabilité des conditions hydrodynamiques permet de mieux expliquer la sensibilité géomorphologique des segments côtiers (Wright et Short, 1984). De plus, en fonction de l’amplitude des changements des conditions hydrodynamiques, les segments côtiers pourront développer une morphologie héritée d’anciens événements et ne pourraient plus retrouver un état de stabilité relative (Quartel et al., 2008). Cet héritage morphologique sert à comprendre le niveau de sensibilité des portions de la zone côtière dont la réponse aux forçages hydrodynamiques est déterminée par leurs caractéristiques intrinsèques (Forbes et al., 1995). Le développement de modèles d’évolution dynamique mensuels des profils de plage permet de quantifier l’expression de la sensibilité géomorphologique et de la réponse morphologique des plages en fonction de la magnitude et de la fréquence des aléas (Thomas, 2001). Pour capter la réponse d’événements ponctuels, qui donnent une image réelle de la dynamique et de la morphologie d’un secteur, il est nécessaire d’adopter une fréquence élevée d’acquisition de données (Catto, 2006). Cette information quantitative permet d’expliquer et de quantifier la sensibilité géomorphologique de la zone côtière à micro-échelle (Pendleton et al., 2010). La qualité et la représentativité des données d’évolution déterminent la qualité des indicateurs qui servent à expliquer la vulnérabilité côtière (Hegde et Reju, 2007).

3Dans l’estuaire et le golfe du Saint-Laurent (est du Canada), certaines portions de côtes meubles sont affectées par l’érosion et la submersion lors d’événements de hauts niveaux d’eau (e.g., Bernatchez et Dubois, 2004). Les actions complexes des aléas d’occurrence et d’intensité variables modifient la morphologie de la zone côtière (Forbes et al., 2004). La connaissance des processus et des cycles naturels par une étude à très grande précision s’impose pour mettre en relation l’évolution morphologique des systèmes côtiers et les conditions hydrodynamiques.

4Cet article vise à mettre au point un Indice de sensibilité géomorphologique des plages (ISGP) capable de représenter de manière semi-quantitative l’état de sensibilité géomorphologique des segments côtiers à partir de l’étude de leurs mécanismes de réponse et d’adaptation morphologiques. Cette étape s’effectuera par une analyse détaillée de l’évolution en 3D des profils de plage. La méthode présentée permet de cartographier les relations spatio-temporelles existantes entre les segments côtiers et leurs niveaux de sensibilité géomorphologique (fig. 1B). L’ISGP est un moyen d’expliquer l’évolution des profils de plage sous l’action d’aléas donnés, basé sur des données tangibles d’évolution intra-annuelle. Les données témoignent d’une évolution intra-annuelle établie à partir des mois où la plage est libre de glace, de mai à décembre, puisque la prise de mesure sur le terrain s’est effectuée durant cette période.

Site d’étude

5La zone d’étude se situe dans la municipalité de Longue-Rive (48°34’24,27’’N / 69°11’53,52’’W), sur la rive nord de l’estuaire maritime du Saint-Laurent, dans l’est du Canada (fig. 2). La frange côtière a été étudiée sur une distance d’environ 2 km sur la flèche littorale de la Pointe à Émile. La plage sableuse prend la forme de cordons littoraux dont le haut de plage est caractérisé par un cordon dunaire. Les falaises de la portion est de la Pointe à Émile sont composées de sable grossier (0,180 ɸ) à moyen (1,839 ɸ), alors que dans la portion ouest, la haute-plage est composée de sable moyen (1,300 ɸ) et fin (2,920 ɸ). Un estran limono-argileux à blocs à pente faible sur 1 500 m de largeur constitue son prolongement vers le chenal Laurentien. L’orientation générale de la plage est face au sud. La dérive littorale principale est orientée du SE vers le NW (Morissette, 2007). Les marées mixtes, semi-diurnes et d’amplitudes inégales génèrent de forts courants dans le secteur (Service hydrographique du Canada, 2011). Des vitesses de flot supérieures à 1 m/s ont été observées, favorisant la formation de lobes de marée dans le marais maritime et la pénétration rapide de la marée montante dans le ruisseau à l’est de la Pointe à Émile (Morissette et Joyal, 2012).

6En 2010 et 2011, deux événements hydrodynamiques majeurs ont occasionné une hausse des niveaux d’eau locaux et ont causé des submersions dans certaines portions de la flèche littorale. La tempête du 6 décembre 2010 a causé des débordements atteignant 5,54 m à Rimouski (niveau record pour la région ; Lefaivre, 2011) et les niveaux d’eau lors de la tempête du 28 août 2011 ont atteint plus de 4,50 m (par rapport au niveau zéro des cartes ; Service hydrographique du Canada, 2011), mais ont causé des submersions similaires à celles observées en décembre 2010. Ainsi, l’inventaire des données d’évolution des submersions tient compte de ces deux événements enregistrés entre 2010 et 2011.

Fig. 2 – Localisation du site d’étude, segmentation côtière haute résolution et répartition spatiale des profils de plage types de la Pointe à Émile.
Fig. 2 – Location of study area, high-resolution coastal segmentation and spatial distribution of theoretical beach profiles at Pointe à Émile.

Fig. 2 – Localisation du site d’étude, segmentation côtière haute résolution et répartition spatiale des profils de plage types de la Pointe à Émile. Fig. 2 – Location of study area, high-resolution coastal segmentation and spatial distribution of theoretical beach profiles at Pointe à Émile.

Pour la description des profils types, voir fig. 3.
See fig. 3 for the theoretical beach profiles explanations.

Méthodologie

Limites de la zone côtière

7Un cadre géographique approprié doit être défini pour bien cerner les causes et les effets des aléas en zone littorale (Balaguer et al., 2008). Afin d’effectuer un suivi temporel à haute résolution, il est essentiel de définir les limites de la zone côtière qui seront utilisés comme éléments de référence au suivi ainsi que leurs critères d’identification respectifs. Trois limites parallèles à la côte ont été systématiquement suivies lors des périodes d’échantillonnage : la ligne de rivage, le trait de côte et le trait extrême (fig. 3). La ligne de rivage correspond à la limite des eaux moyennes mensuelles alors que le trait de côte représente la limite entre le milieu marin et le milieu terrestre affectée par les hautes eaux mensuelles. La définition d’un trait extrême inclut la possibilité d’événements extrêmes morphogènes (e.g., hautes eaux extrêmes lors de surcotes) pour être en mesure d’identifier les zones de submersion potentielles (Baptista et al., 2011). Ainsi, le trait extrême correspond à une limite topographique en arrière-plage identifiable par la présence de lobes de submersion ou de débris de haut niveau d’eau de surcote (Forbes et al., 2004). Plusieurs critères morphologiques, sédimentologiques, hydrographiques et biologiques permettent de suivre de manière continue la position des trois limites (Boak et Turner, 2005 ; fig. 3). Ces critères multidisciplinaires et visuellement continus pour tous les segments côtiers permettent d’augmenter la représentativité de la position des limites réellement atteintes par des niveaux d’eau ponctuels. En effet, les différents stades d’évolution et la dynamique des segments côtiers influencent la quantité d’indicateurs présents pour l’identification des limites qui sont dépendantes du temps d’acquisition et dont la variabilité spatiale s’exprime à court terme (Morton, 1991). Finalement, lors de la réalisation des profils de plage, le point d’inflexion, correspondant à la limite entre le haut et le bas estran, a été identifié.

Fig. 3 – Représentation schématique des profils types et liste des critères géomorphologiques, biologiques et topographiques d’identification des limites de la zone côtière (trait extrême, trait de côte et ligne de rivage).
Fig. 3 – Schematic diagram showing the theoretical beach profiles and a series of geomorphological, biological and topographical criterion for coastal zone limits identification (extreme coastline
, coastline and shoreline).

Fig. 3 – Représentation schématique des profils types et liste des critères géomorphologiques, biologiques et topographiques d’identification des limites de la zone côtière (trait extrême, trait de côte et ligne de rivage).Fig. 3 – Schematic diagram showing the theoretical beach profiles and a series of geomorphological, biological and topographical criterion for coastal zone limits identification (extreme coastline, coastline and shoreline).

Caractérisation et segmentation selon les profils types

8L’approche analytique systémique permet d’identifier les processus côtiers et marins qui sont responsable de l’évolution des systèmes côtiers. Dans le cadre d’études portant sur la quantification à micro échelle de la vulnérabilité géomorphologique, une segmentation côtière à haute résolution doit être envisagée pour définir la sensibilité de la zone côtière face aux aléas (Cazes-Duvat, 2001; Musereau et al., 2007). Suite à une description visuelle de la morphologie côtière, 23 segments côtiers ont été regroupés en cinq profils de plage types, représentatifs de la diversité de formes côtières de la Pointe à Émile (fig. 3 ; profils A à E). Un profil de plage type est une représentation schématisée de la morphologie de segments côtiers qui évoluent en fonction des mêmes agents et processus morphogénétiques. La figure 2 montre que la Pointe à Émile est principalement composée de profils de type B, entrecoupés de profils E et D. L’est du secteur est caractérisé par des profils C. Finalement, la portion ouest de la flèche littorale présente des profils de type A.

Relevés cinématiques

9Les nouvelles technologies d’acquisition de données directes à très haute résolution spatiale sont capables de capter les fluctuations mensuelles du cycle d’avancée et de recul des limites de la zone côtière (Baptista et al., 2008). Dans le cadre de cette étude, des relevés ont été effectués à six reprises en 2011 (mai, juin, juillet, août, octobre et décembre). Les données en trois dimensions (x, y, z) issues d’un Differential global positionning system (DGPS) en mode cinématique (fig. 4A) ont été intégrées dans un système d’information géographique (SIG). La vitesse d’acquisition est d’environ 0,5 km/h en terrain irrégulier et d’environ 1 km/h en zones de topographie régulière (Baptista et al., 2008, 2011). Cette technique présente l’avantage de créer des jeux de données de grande précision, directement comparables entre eux. Selon des mesures réalisées dans le cadre de cette étude sur des objets fixes, l’appareil de mesure offre une précision altimétrique de 0,01 ± 0,006 m et planimétrique de 0,02 ± 0,003 m. Les taux d’évolution ont été obtenus à l’aide de l’outil Near dans ArcInfo 10. Cette technique fournit des taux d’évolution mensuels à chaque mètre sur la flèche littorale (en m/mois). Ensuite, des données moyennes par profil de plage type ont été calculées (en m/mois ± 1 écart type).

Fig. 4 – Montage de l’antenne DGPS en mode cinématique (A) et en mode stop’n’go (B).
Fig. 4 – DGPS antenna setup in kinematic mode (A) and stop’n’go mode (B).

Fig. 4 – Montage de l’antenne DGPS en mode cinématique (A) et en mode stop’n’go (B). Fig. 4 – DGPS antenna setup in kinematic mode (A) and stop’n’go mode (B).

Auteur des clichés : A. Morissette (2011).
Photographs by A. Morissette (2011).

Relevés stop’n’go

10Dans le but de décrire le comportement morphodynamique des plages situées dans les segments de côte homogènes et de quantifier les volumes sédimentaires, 27 transects perpendiculaires à la plage ont été réalisés lors des six périodes d’échantillonnage (Baptista et al., 2008 ; fig. 4B). Sur ces transects, des points DGPS ont été acquis à tous les mètres ainsi qu’à chaque modification morphologique de la plage. L’intégrale sous la courbe (en m2) des points DGPS acquis en mode stop’n’go et la longueur des segments (en m) représentent la quantité de sédiments disponibles en haut de plage, en bas de plage et sur les lobes de submersion (fig. 5). Les volumes ont été normalisés selon la longueur de chacun des segments côtiers (en m3/m linéaire de côte).

Fig. 5 – Méthode de calcul des volumes sédimentaires (en m3/m linéaire de côte).
Fig. 5 – Method used for sediment volumes calculation (in m3/m linear m).

Fig. 5 – Méthode de calcul des volumes sédimentaires (en m3/m linéaire de côte). Fig. 5 – Method used for sediment volumes calculation (in m3/m linear m).

Les calculs ne considèrent que la zone grisée. Lorsque deux lobes de submersion se superposent, les volumes du plus ancien sont soustraits.
Calculations only consider shaded areas. When two overwash fans overlay, older sediment volumes are excluded.

Calcul de l’Indice de sensibilité géomorphologique des plages (ISGP)

11Les variables semi-quantitatives du tableau 1 ont été intégrées dans la formule de l’ISGP :
ISGP = (e1 + e2 + e3 + e4) / 20 (1)
afin de déterminer le niveau de sensibilité (variant entre 0 et 1) pour chaque intervalle de suivi. Les variables sont attribuées à l’évolution 1) du trait de côte (e1), 2) de la ligne de rivage (e2), 3) des volumes sédimentaires (e3) et 4) de l’altitude du trait de côte (e4). Les variables e1 et e2 représentent les données planimétriques d’évolution alors que les variables e3 et e4, les données altimétriques. Un ISGP de 1 témoigne d’une forte sensibilité alors qu’un ISGP de 0 démontre une faible sensibilité.

Tab. 1 – Classes semi-quantitatives attribuées aux variables d’évolution pour le calcul de l’ISGP.
Tab. 1 – Semi-quantitative classes given to evolution variables for BGSI calculation.

Tab. 1 – Classes semi-quantitatives attribuées aux variables d’évolution pour le calcul de l’ISGP.Tab. 1 – Semi-quantitative classes given to evolution variables for BGSI calculation.

Résultats

Évolution côtière à haute résolution

12L’évolution mensuelle de la Pointe à Émile, quantifiée grâce au suivi du trait extrême, du trait de côte et de la ligne de rivage, montre que la morphologie côtière est variable en fonction de l’amplitude des niveaux d’eau et de l’hydrodynamisme marin (fig. 6) :

  • Lors de l’échantillonnage de mai, la limite de la submersion atteinte lors de la tempête du 6 décembre 2010 a été tracée (trait extrême). Ainsi, l’évolution mesurée entre mai et juin montre une avancée significative du trait de côte. L’avancée est maximale sur les profils de type A (6,23 ± 2,09 m/mois), de type D (32,39 ± 15,66 m/mois) et certains de type C (7,34 ± 6,08 m/mois). L’avancée de la ligne de rivage est maximale dans les profils A (3,58 ± 1,30 m/mois) et B (3,42 ± 0,78 m/mois) à l’ouest de la flèche littorale. De faibles taux de recul sont enregistrés sur certaines portions de profils B et C (-1,03 ± 1,14 m/mois) situés à proximité du profil E.

  • L’intervalle juin-juillet, caractérisé par un faible marnage et une faible énergie des vagues, montre une stabilité relative de la position du trait de côte mais une avancée généralisée de la ligne de rivage sur tous les profils. L’avancée maximale est montrée sur la portion ouest des profils C (2,65 ± 0,88 m/mois) alors que les minima se trouvent sur les profils E (0,70 ± 0,54 m/mois).

  • Entre juillet et août, le recul du trait de côte des profils B (-0,40 ± 0,50 m/mois), C (-1,95 ± 0,66 m/mois), D (-30,70 ± 15,14 m/mois) et E (-1,27 ± 0,32 m/mois) est accompagné d’un recul de la ligne de rivage où, respectivement, elle recule de -5,34 ± 1,32 m/mois, -2,49 ± 0,50 m/mois, -4,96 ± 1,17 m/mois et -0,64 ± 0,54 m/mois. Durant cette période, les niveaux d’eau ont dépassé 4,5 m suite à l’événement Irène du 28 août 2011, ce qui a permis le suivi du trait extrême à nouveau (Morissette et Joyal, 2012).

  • D’août à octobre, les données d’évolution du trait de côte montrent une stabilité, malgré un taux d’avancée majeur au profil D (15,10 ± 7,79 m/mois). La ligne de rivage présente des moyennes d’évolution positives sur tous les profils. Les plus hauts taux sont enregistrés sur la portion de profils B (4,63 ± 1,23 m/mois) situés aux segments S14 à S18.

  • L’intervalle octobre-décembre présente une seconde phase d’immobilité relative du trait de côte. Or, cet intervalle est marqué par une avancée de la ligne de rivage, notamment sur des profils B (4,18 ± 1,52 m/mois) près du segment S10 (profil E) et des profils A (2,61 ± 0,76 m/mois) alors que les profils E sont en recul (-1,62 ± 0,59 m/mois).

Fig. 6 – Évolution mensuelle (mai à décembre 2011) du trait extrême, du trait de côte et de la ligne de rivage.
Fig. 6 – Monthly evolution (May to December 2011) of the extreme coastline, the coastline and the shoreline.

Fig. 6 – Évolution mensuelle (mai à décembre 2011) du trait extrême, du trait de côte et de la ligne de rivage. Fig. 6 – Monthly evolution (May to December 2011) of the extreme coastline, the coastline and the shoreline.

Note : l’astérisque représente des moments de suivi du trait extrême.
Note: Asterisks show periods of extreme coastline monitoring.

Évolution des volumes sédimentaires et de l’altitude du trait de côte

13La variabilité mensuelle de la distribution spatiale des sédiments est présentée à la figure 7. En haut de la plage (fig. 7A), les profils C ont en moyenne 9 m3/m de sédiments, mais atteignent près de 40 m3/m en août. Le segment de type D, où se forment des lobes de submersion, compte jusqu’à 43 m3/m transportés en arrière-plage. Les autres profils types ont des quantités de sédiments relativement constantes de moins de 20-30 m3/m. Les segments de profil A ont toujours plus de 20 m3/m, avec les plus hautes valeurs enregistrées en mai et en juillet. Sur le bas de la plage (fig. 7B), les profils C ont une moyenne de 3 m3/m. Entre les segments S09 à S17, les volumes sont d’environ 31 m3/m et relativement constants pour tous les intervalles de mesures, où un maximum est montré en mai (43 m3/m). Les profils A ont en moyenne 63 m3/m avec des modes en mai (93 m3/m), juillet (114 m3/m) et octobre (79 m3/m). La figure 8A présente des graphiques d’altitude du trait de côte pour chaque période d’échantillonnage. L’altitude moyenne de la Pointe à Émile est de 5,72 m. La figure 8B montre que les variations altitudinales sont maximales sur les profils D et E. L’altitude des profils A présente les plus petites fluctuations. Les profils B et C ont des variations altitudinales médianes.

Fig. 7 – Évolution mensuelle (mai à octobre 2011) des volumes sédimentaires sur les profils types.
Fig. 7 – Monthly evolution (May to December 2011) of sediment volumes.

Fig. 7 – Évolution mensuelle (mai à octobre 2011) des volumes sédimentaires sur les profils types. Fig. 7 – Monthly evolution (May to December 2011) of sediment volumes.

A : Haut de la plage. B : bas de la plage (voir fig. 5).
On the upper part (A) and the lower part (B) of the beach; see fig. 5).

Fig. 8 – Profils d’altitude du trait de côte entre mai et décembre 2011.
Fig. 8 – Altitudinal profiles of the coastline between May and December 2011.

Fig. 8 – Profils d’altitude du trait de côte entre mai et décembre 2011. Fig. 8 – Altitudinal profiles of the coastline between May and December 2011.

Les lignes verticales représentent la segmentation des profils de plage types.
Vertical lines show the theoretical beach profiles segmentation.

Discussion

Évolution des profils de plage types

14Les conditions hydrodynamiques induisent une importante variabilité de réponses morphologiques des profils types. Suite à l’action d’un aléa sur un segment, les processus marins et gravitaires activent les mécanismes de réajustement de la côte. Les données d’évolution à haute résolution des limites parallèles à la côte et de l’évolution des volumes sédimentaires ont permis de schématiser l’évolution des profils de plage types. Ces schémas présentent le lien dynamique qui existe entre les profils types et leur probabilité d’occurrence en fonction des niveaux d’eau et de l’hydrodynamisme côtier à l’échelle intra-annuelle. La figure 9 montre, pour chaque intervalle disponible, une représentation graphique de la morphologie dynamique du profil type.

Fig. 9 – Évolution dynamique mensuelle (mai à décembre 2011) des profils de plage types.
Fig. 9 – Monthly dynamic evolution (May to December 2011) of the theoretical beach profiles.

Fig. 9 – Évolution dynamique mensuelle (mai à décembre 2011) des profils de plage types. Fig. 9 – Monthly dynamic evolution (May to December 2011) of the theoretical beach profiles.

La figure montre les modifications morphologiques (b) de segments perpendiculaires des profils de plage type (a). 1 : trait extrême ; 2 : trait de côte ; 3 : ligne de rivage ; 4 : point d'inflexion ; 5 : arrière-côte ; 6 : arrière-plage ; 7 : haute-plage/falaise ; 8 : haut-estran ; 9 : bas-estran ; 10 : < 2 m ; 11 : 2-5 m ; 12 : > 5 m ; 13 : > 5 m avec submersion ; 14 : accumulation sédimentaire > 10 m3/m ; 15 : prélèvement sédimentaire / érosion > 10 m3/m ; 16 : formation du pied de glace ; 17 : segments en reprise de submersion.
The figure shows morphological modifications (b) of perpendicular segments of theoretical beach profiles (a). 1: extreme coastline; 2: coastline; 3: shoreline; 4: inflection point; 5: coastal hinterland; 6: upper shore; 7: backshore/cliff; 8: upper foreshore; 9: lower foreshore; 10: <2 m; 11: 2-5 m; 12: >5 m; 13: >5 m with submersion; 14: sedimentary accumulation >10 m3/m; 15: sedimentary reduction / erosion >10 m3/m; 16: ice-foot formation; 17: segments with submersion resumption.

Profils A

15Les pentes douces des profils de type A ont un effet dissipatif de l’énergie des vagues (Quartel et al., 2008). La grande mobilité du trait de côte et de la ligne de rivage sur ces profils réagit directement aux conditions hydrodynamiques. Les grands volumes de sédiments disponibles dans cette portion de la flèche littorale ainsi que la présence constante de végétation psammophile sur la haute-plage contribuent à élever son altitude (Paskoff, 2005) et limite l’action des submersions potentielles (Bernatchez et al., 2008). L’accumulation en haute-plage se fait à la fois par le jet de rive et le courant de dérive littorale principal. Ce dernier transporte une grande quantité de sédiments érodés depuis l’amont de la flèche littorale (Goodfellow et Stephenson, 2005). Le faible recul de la ligne de rivage causé par l’érosion de la haute-plage en période de hauts niveaux d’eau montre une tendance à la redistribution des sédiments sur la plage, ce qui limite la résistance de la plage à de futurs aléas (Brunsden, 2001). Les importants taux d’avancée de la ligne de rivage et du trait de côte après des événements d’érosion et de submersion dénotent une grande rapidité d’adaptation à ces aléas.

Profils B

16L’importante avancée de la ligne de rivage suite à un épisode d’érosion des microfalaises témoigne de la contribution des processus gravitaires, i.e. coulées de sable sec sur la micro falaise récemment érodée, à l’accumulation d’un prisme sédimentaire au pied des microfalaises. C’est ainsi que les falaises atteignent une pente d’équilibre (Brunsden, 2001). Lorsque deux intervalles consécutifs montrent de faibles niveaux d’eau (e.g., mai-juin et juin-juillet), les sédiments sont prélevés dans le bas de la plage pour contribuer à la formation d’une haute-plage végétalisée par des espèces psammophiles sur le prisme sédimentaire accumulé à la base de la microfalaise. Cet élément morphologique élève le profil altitudinal de la plage et limite l’action des vagues sur la microfalaise. Si la haute-plage est suffisamment développée, elle agira comme agent de protection naturelle des microfalaises et sera prioritairement érodée (Goodfellow et Stephenson, 2005). Le recul de la ligne de rivage et l’abaissement du profil de la plage lors d’épisodes de fort hydrodynamisme augmentent l’effet des processus côtiers et gravitaires sur la microfalaise meuble. Finalement, l’évolution des profils B serait déterminée par les niveaux d’eau, les conditions hydrodynamiques (Quartel et al., 2008), la disponibilité sédimentaire en bas de plage et les processus gravitaires (Bernatchez et Dubois, 2004).

17La concentration de l’énergie aux extrémités des structures de protection par réfraction contribue à la migration des sédiments prélevés en haute-plage vers le bas de l’estran (Bernatchez et al., 2008; Leclerc, 2010). L’absence de volumes sédimentaires capables d’élever suffisamment l’altitude de la haute-plage augmente la fréquence d’inondation du pied de la microfalaise et active continuellement les processus gravitaires. Ainsi, les segments de type B situés de part et d’autre de segments artificialisés ont des taux mensuels de recul de 2 à 5 fois plus élevés que les autres segments de même profil type. Ces rythmes de recul mensuels sont comparables à ceux mesurés annuellement par R.A. Morton (1988) et P. Bernatchez et C. Fraser (2012) qui décrivent le rythme accéléré des plages à proximité de structures de protection. Cet effet de bout est davantage important en aval du courant de dérive littorale (Elsayed et al., 2005).

Profils C

18La dynamique estuarienne et la hauteur de la falaise sont des éléments qui contribuent au recul du trait de côte sur les profils C. Les données d’évolution confirment l’action des processus gravitaires. Le profilage du talus côtier par ces processus a comme effet une avancée temporaire de la ligne de rivage par accumulation de sable au pied de la falaise mais la dynamique estuarienne du ruisseau évacue les sédiments du bas des falaises et alimente le courant de dérive littorale. La présence de débords organiques (treillis de sol et de racines au sommet des talus ; Lessard et Dubois, 1984) au sommet des basses falaises confirme l’affouillement et le sapement basal causé par les vagues au pied de la falaise (Bernatchez et Dubois, 2008). La combinaison de courants fluviaux et tidaux rend la falaise verticale ou concave et active les coulées sableuses. Ainsi, l’érosion est causée par 1) de hauts niveaux d’eau, 2) l’hydrodynamisme de forte énergie et (3) les processus gravitaires combinés aux courants estuariens et tidaux. L’érosion est directement liée à l’énergie des vagues, à la compétence et la capacité des courants, à la hauteur de la falaise, à sa composition granulométrique et à sa pente (Bernatchez et Dubois, 2004). L’action constante des processus gravitaires, estuariens et tidaux limite la formation d’une plage qui offrirait une protection contre les vagues. La dynamique estuarienne de forte énergie à cet endroit explique l’absence de bancs latéraux qui pourraient augmenter la protection de la falaise. De plus, les valeurs élevées de recul et d’avancée du trait de côte dans quelques segments de basses falaises montrent la présence de lobes de submersion en arrière-plage qui contribuent à l’évacuation sédimentaire (fig. 7).

Profils D

19La faible altitude des profils D est favorable à la formation de lobes et de cordons de submersion derrière le trait de côte (Bernatchez et Dubois, 2004). Ces lobes sont mis en place lors d’événements de niveaux d’eau extrêmes accompagnés d’une forte énergie des vagues (Forbes et al., 2004). Dans le cas de la Pointe à Émile, la présence d’une structure de protection au segment S10 a tendance à modifier la trajectoire et l’orientation générale du courant de dérive littorale et à diminuer les échanges sédimentaires sur la plage d’amont en aval (Morton, 1988 ; Nordstrom, 2000 ; Bernatchez et Fraser, 2012). Ainsi, l’implantation d’un enrochement diminue ponctuellement l’altitude de la plage et favorise l’apparition distale (plus de 200 m plus loin) de profils de submersion.

20Le principal complexe de lobes de submersion de la Pointe à Émile a été érigé par les niveaux d’eau (5,54 m) et les fortes vagues du 6 décembre 2010 (Lefaivre, 2011), alors qu’un second complexe a été mis en place lors de l’événement Irène le 28 août 2011 (4,5 m). À ces moments de surcote, les niveaux d’eau ont atteint le trait extrême. D’importants volumes de sédiments mesurés sur les lobes mettent en évidence la présence d’une zone d’évacuation sédimentaire vers l’arrière-plage. La quantité de sédiments déplacés lors de la formation des lobes de submersion dépend de la disponibilité sédimentaire sur la plage (Goodfellow et Stephenson, 2005). En effet, l’événement du 28 août 2011 a transporté une quantité 4,5 fois plus importante de sédiments depuis la plage vers l’arrière-plage que celui du 6 décembre 2010 (fig. 7) puisque les mois de juin et de juillet ont été favorables à l’engraissement de la plage au profil D. Les taux de recul de la ligne de rivage et les diminutions de volumes sur le bas de la plage, qui coïncident avec les endroits où la submersion a été maximale, mettent bien en évidence le mouvement perpendiculaire des sédiments.

21Les épisodes de bas niveaux d’eau montrent une avancée du trait extrême vers le trait de côte équivalente au recul en période de submersion. Cette avancée s’accompagne d’importantes accumulations au trait de côte et sur la plage. Or, l’énergie concentrée en aval de l’enrochement situé plus à l’est a comme effet de limiter l’accumulation sédimentaire et la colonisation de la haute-plage par une végétation psammophile fixatrice (Paskoff, 2005). Sans haute-plage suffisamment développée pour résister à un niveau d’eau élevé (avec ou sans surcote), le segment côtier sera continuellement submergé. La séquence d’événements est alors critique dans l’édification de ces complexes de submersion puisqu’une séquence d’événements rapprochés pourrait créer une brèche vers le marais maritime de la Baie de Mille-Vaches.

Profils E

22Pour présenter la dynamique des profils E, profils où il y a des enrochements, le segment S10 est utilisé comme référence. Les résultats montrent que des conditions marines calmes des mois de juin et juillet ont causé de l’affouillement au pied de l’enrochement (Bernatchez et Dubois, 2004), érodant 98 % du volume sédimentaire qui était en place, soit près de 26,54 m3 m-1 mois-1. Cette perte de protection qu’offrait le sable au pied de la structure augmente la fréquence d’attaque des vagues sur l’enrochement, la concentration de sédiments en suspension, la force du courant de retour de vagues et la turbulence (Miles et al., 1996 ; Nordstrom, 2000 ; Leclerc, 2010). Les sédiments en suspension sont ensuite pris en charge par le courant de dérive littorale avant d’être évacués vers les profils à l’ouest. Les événements hydrodynamiques de forte énergie ont d’importants impacts sur la configuration morphologique de l’enrochement. Lors de l’événement du 28 août 2011, il y a eu un recul de près de 1,5 m au sommet de l’enrochement (trait de côte). Ce recul a modifié la pente de la structure de protection et causé des chutes de blocs au pied de l’enrochement. Ces modifications morphologiques rendent la structure concave et criblée de trous d’affouillement qui la fragilisent et l’exposent aux processus gravitaires. Les blocs ont été déplacés au pied de la structure et ensevelis sous une mince couche de sables grossiers.

Indice de sensibilité géomorphologique des plages (ISGP)

23Les modèles morphodynamiques d’évolution ont montré que les profils types ont des niveaux de sensibilité différents pour un même aléa, principalement dictés par l’évolution des limites parallèles et des variations altitudinales de la plage et du trait de côte (tab. 2 et fig. 10). Les épisodes de recul du trait de côte et de la ligne de rivage et de pertes de sédiments supérieures à 10 m3/m représentent des moments où la sensibilité à l’érosion et à la submersion domine alors que les intervalles montrant des avancées du trait de côte et de la ligne de rivage et des accumulations sédimentaires de plus de 10 m3/m sont représentatifs d’épisodes de faible sensibilité (tab. 1). Une valeur de 3 pour un paramètre signifie une sensibilité moyenne qui équivaut à une situation de stabilité morphologique. Dans le cas de la structure de protection (profils E), les valeurs de l’ISGP sont, dans tous les cas, supérieures à 3 puisque ces structures rigides sont aménagées dans le but de limiter le recul de la microfalaise. Ainsi, lorsque les données d’évolution montrent des valeurs différentes d’un état stable, la structure est dans un état sensible, elle ne peut plus répondre à ses fonctions de protection (Nordstrom, 2000). Le déplacement du trait de côte et de la ligne de rivage ainsi que les fluctuations de l’altitude au trait de côte représentent des rééquilibres de la pente de l’enrochement, signe d’une augmentation de sa sensibilité. Les blocs éboulés ou écroulés, accumulés au pied de la structure par gravité, représentent un état réactif au recul du trait de côte. La diminution des volumes sédimentaires au pied de l’enrochement et l’incapacité des conditions subséquentes à pouvoir y en accumuler sont également représentatives de phases de sensibilité.

Tab. 2 – Valeurs de l’ISGP pour chaque intervalle de suivi.
Tab. 2 – BGSI values for each monitoring interval.

Intervalle

Profils types

A

B

C

D

E

Mai-juin

0,35

0,48

0,58

0,50

0,80

Juin-juillet

0,60

0,56

0,53

0,40

0,80

Juillet-août

0,70

0,73

0,78

0,85

0,80

Août-octobre

0,40

0,44

0,49

0,35

0,75

Octobre-décembre

0,48

0,58

0,49

0,50

0,75

Moyenne

0,51

0,56

0,57

0,52

0,78

Fig. 10 – Tendances d’évolution de l’ISGP des profils types de la Pointe à Émile en 2011.
Fig. 10 – Evolution trends of the BGSI for each theoretical beach profiles at Pointe à Émile in 2011.

Fig. 10 – Tendances d’évolution de l’ISGP des profils types de la Pointe à Émile en 2011.Fig. 10 – Evolution trends of the BGSI for each theoretical beach profiles at Pointe à Émile in 2011.

Profils A

24Les profils A montrent la plus faible valeur d’ISGP mesurée dans le cadre de cette étude entre mai et juin (0,35), ce qui signifie que ces profils sont les moins sensibles durant cet intervalle sur la Pointe à Émile. L’altitude élevée et l’accumulation rapide d’importants volumes sédimentaires favorisent l’avancée du trait de côte et de la ligne de rivage suite à la submersion de décembre 2010. L’ISGP augmente de manière importante pour atteindre 0,6 en juin-juillet et 0,7 en juillet-août. Cette phase suggère que les profils en accumulation ont atteint un niveau de sensibilité très élevé en seulement deux intervalles. Ce sont les fortes conditions hydrodynamiques du mois d’août qui sont responsables de l’état sensible de ce profil, qui reste toutefois le plus faible parmi tous les profils types. La phase subséquente de diminution rapide de la sensibilité dénote d’une grande capacité d’adaptation morphologique. Cette reprise (août-octobre) montre des accumulations massives dans la portion distale de la flèche littorale liées aux variations de la charge sédimentaire du courant de dérive littorale. Cette charge élevée provient de l’érosion des sédiments des falaises meubles situées en amont de la dérive littorale (Bernatchez et Dubois, 2004). Elle confère une sensibilité faible et un état stable au profil. Finalement, le dernier intervalle montre un ralentissement des processus d’adaptation morphologique et une stabilisation de l’état de ces profils (0,48).

Profils B et C

25Les profils B de la Pointe à Émile ont une valeur d’ISGP de 0,48 en mai-juin, alors que les profils C présentent une valeur d’ISGP de 0,58. Contrairement aux profils de basses falaises (profils C), les profils à microfalaise (profils B) possèdent des caractéristiques morphologiques et évolutives qui leur permettent une réponse morphologique plus rapide et plus résistante à l’érosion. L’accumulation sédimentaire de la haute-plage s’exprime dans les valeurs de l’ISGP entre mai et juin. L’augmentation de l’ISGP entre mai et juillet indique que les profils B et C atteignent une sensibilité similaire aux profils A. La sensibilité des profils B à l’érosion est alors diminuée par la formation d’une haute-plage végétalisée, particulièrement protectrice lors d’événements de hauts niveaux d’eau comme lors de l’événement Irène du 28 août 2011. L’ISGP de 0,73 pour l’intervalle juillet-août témoigne de la capacité de protection des prismes sédimentaires végétalisés. Cet élément morphologique est de premier ordre dans la définition de la protection naturelle des côtes en érosion et de l’expression de leur adaptation morphologique (Paskoff, 2005). Au contraire, les profils C ont une sensibilité plus élevée durant le même intervalle. Il y a disparition du prisme sédimentaire accumulé au pied de la basse falaise lors de l’intervalle mai-juin. Celui-ci a été évacué par les processus tidaux et fluviaux et contribue à engraisser les profils B situés en aval du courant de dérive littorale. L’évolution de la sensibilité avant l’événement de surcote enregistré au mois d’août influence la sensibilité de ces profils aux conditions de forte énergie. Suite à cet événement, la réponse morphologique des profils B et C est rapide, entre août et octobre. Leur ISGP diminue de 0,29. Enfin, alors que la sensibilité des profils B augmente jusqu’en décembre, celle des profils C demeure dans un état de stabilité avec une valeur d’ISGP de 0,49. Les différences entre ces deux profils s’expliquent par la variabilité spatiale et temporelle de l’action de processus inter-reliés (Brunsden, 2001). Les processus estuariens prélèvent le matériel érodé au pied des basses falaises et empêchent l’accumulation de prismes sédimentaires ce qui se traduit par une stabilité des variables d’évolution. Comme le montrent P. Bernatchez et J.-M. Dubois (2004), l’effet de ce prélèvement est une plus grande efficacité des vagues à évacuer les sédiments provenant de l’érosion de la falaise. Dans le cas des microfalaises, les vagues d’événements ponctuels de fort hydrodynamisme érodent la plage et initient rapidement la formation de prismes sédimentaires qui restent en place après l’action de l’aléa. La séquence d’événements et la variabilité des processus d’érosion sont critiques dans la définition de l’adaptation géomorphologique des microfalaises et des basses falaises (Brunsden, 2001). La variabilité des valeurs d’ISGP des profils B et C montre que l’évolution de ces segments est régie par les événements hydrodynamiques de forte énergie des mois de décembre 2010 et août 2011. La réponse morphologique des profils B est davantage réactive, alors que celle des profils C est plus lente.

Profils D

26Entre mai et juillet, l’ISGP des profils de type D montre que la diminution de la sensibilité est d’abord exprimée par l’avancée du trait de côte (0,5) et ensuite par une augmentation du volume de sédiments sur la plage, de l’altitude du trait de côte et de l’avancée de la ligne de rivage (0,4). En juillet-août, l’ISGP atteint 0,85. Toutes les variables témoignent alors d’un état sensible à la submersion. La sensibilité de ce profil diminue rapidement, où la valeur de l’ISGP atteint 0,35 en août-octobre. Le niveau de sensibilité est alors équivalent au niveau atteint au profil A en mai-juin. Ceci est également démontré par les similarités morphologiques de ces deux profils (fig. 9). Le profil D est très sensible à la submersion, mais il présente une grande capacité d’adaptation morphologique. Le temps de réponse morphologique du trait de côte est aussi rapide que le temps de réponse à l’aléa submersion. L’expression complète et maximale de la réponse morphologique se fait par la combinaison des variables planimétriques et altimétriques. L’incapacité du profil à conserver sa morphologie dans un état de faible sensibilité provoque des oscillations majeures des valeurs de l’ISGP. La formation de lobes de submersion en arrière-plage, qui expulsent les sédiments de la plage, rendent les segments côtiers dépendants des intervalles entre l’expression des aléas puisque ceux-ci doivent être suffisants à l’édification d’une morphologie moins sensible à la submersion (Forbes et al., 1995, 2004). L’accumulation sédimentaire sur la plage doit alors être plus élevée que la capacité de transport des vagues de submersion potentielle pour limiter l’apparition récurrente de lobes de submersion en arrière-plage (Forbes et al., 1995).

Profils E

27Entre mai et août, la structure de protection aménagée sur la Pointe à Émile possède une valeur d’ISGP constante à 0,8. Le fort hydrodynamisme à ce moment a causé de grandes modifications morphologiques dans l’enrochement. L’ISGP demeure stable à 0,75 entre octobre et décembre. Les faibles variations de l’ISGP mettent en évidence que le niveau de sensibilité de la structure de protection est constamment élevée, autant en conditions hydrodynamiques calmes (perte de sédiments à la plage) qu’énergétiques (déstructuration de l’enrochement). D.R. Basco et al. (1997) proposent que les conditions hydroclimatiques calmes « reconstruisent » la plage au pied des structures de protection, ce qui n’a pas été le cas sur la Pointe à Émile en 2011. Par ailleurs, bien que l’enrochement soit une mesure de fixation d’une falaise meuble en érosion, la mobilité de la côte peut être grandement accélérée par ces structures rigides ou semi-rigides (Nordstrom, 2000). Elles empêchent l’avancée du trait de côte et de la ligne de rivage en plus de diminuer la largeur de la plage et de la zone intertidale (Bernatchez et Fraser, 2012). Ces impacts diminuent la capacité d’adaptation morphologique du système côtier qui, à l’état naturel, adapterait sa morphologie pour limiter l’érosion et la submersion de l’arrière-plage. En plus, ces structures empêchent les apports sédimentaires depuis la falaise vers la plage, ce qui cause un déficit sur ce segment côtier et les autres situés en aval du courant de dérive littorale (Morton, 1988 ; Basco et al., 1997 ; Bernatchez et Dubois, 2004).

Conclusions

28La sensibilité côtière, représentée par l’ISGP, est exprimée par l’équilibre mensuel entre la réponse et l’adaptation morphologiques de profils de plages types aux aléas côtiers. L’analyse de l’évolution côtière à très haute résolution de ces profils de plages a permis de montrer que les niveaux de sensibilité et la vitesse d’adaptation morphologique diffèrent selon les caractéristiques géomorphologiques intrinsèques de chaque profil type. Leurs réponses aux aléas côtiers, érosion et submersion, varient en fonction de la fréquence et de l’occurrence des événements hydroclimatiques de forte énergie, c’est-à-dire des épisodes de niveaux d’eau élevés et de vagues de forte énergie. Dans le cas des profils d’accumulation (A), la variable déterminante est l’accumulation de sédiments en haute-plage. Pour les falaises meubles (B et C), leur sensibilité est définie par l’expression de processus gravitaires qui favorisent la formation d’un prisme sédimentaire au pied de la falaise. Les importants déplacements du trait de côte et l’atteinte de niveaux d’eau extrêmes déterminent la sensibilité des profils D à la submersion. Ces résultats montrent la valeur géomorphologique du suivi cinématique du trait extrême et du trait de côte pour identifier les zones sensibles à la submersion. Enfin, la sensibilité des profils E est principalement déterminée par les processus gravitaires et marins qui fragilisent la structure et favorisent son effondrement.

29La relation spatiale qui existe entre les profils de plages, représentée par leur position relative sur la Pointe à Émile, permet d’établir la sensibilité géomorphologique de l’ensemble de cette flèche littorale. La vitesse d’adaptation morphologique des profils naturels (A, B, C et D) indique que cette flèche littorale peut s’adapter morphologiquement aux aléas côtiers alors que le niveau de sensibilité du profil artificiel (E) tend à diminuer la capacité d’adaptation géomorphologique de la flèche littorale en contribuant à l’apparition de profil souvent submergé (D) et en augmentant la sensibilité des profils à microfalaises (B). En bref, la sensibilité des profils de la Pointe à Émile est principalement influencée par la présence de structures de protection.

30Bien que l’ISGP ait été développé et appliqué à la flèche littorale de la Pointe à Émile, il est probable qu’il puisse être utilisé sur d’autres flèches littorales au Québec maritime ou ailleurs dans le monde. Dans une perspective d’universalisation de l’ISGP, il serait intéressant de tester l’indice dans d’autres environnements côtiers afin d’identifier de nouvelles variables capables de mieux expliquer les différences de sensibilité géomorphologique des plages selon les caractéristiques du milieu. L’application de l’ISGP à l’échelle globale sur des côtes basses meubles serait intéressante puisqu’il représente un outil de premier plan dans l’analyse de zones d’intervention potentielles, notamment dans une perspective de gestion et de prévention des risques côtiers. Il intègre des données d’évolution à haute résolution spatiale pour expliquer de façon détaillée les mécanismes d’adaptation morphologique et de sensibilité et, ainsi, départager les causes naturelles et anthropiques de la modification des segments côtiers (Torresan et al., 2008). Un suivi à long terme de l’évolution de l’ISGP couplée à une évolution côtière à haute résolution permettrait d’évaluer les mécanismes et l’état de résilience de la côte face aux forçages climatiques et aux aléas géomorphologiques dans une perspective de changements climatiques.

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Annexe

Abridged English version

Coastal geomorphological vulnerability is the capacity of a coastal segment to face climatic forcing processes and natural hazards (Intergovernmental Panel for Climate Change, 2007). Geomorphological sensitivity can be defined as the effect of a natural hazard and hydrodynamic conditions on a coastal segment (Forbes et al., 2004; Klein et al., 1998) while geomorphological resilience refers to the rate of morphological adaptation of a coastal segment following a perturbation (Klein and Nichols, 1999; fig. 1A).

In cold temperate regions, the beach morphology is directly linked to hydrodynamic conditions. During summer, low-energy conditions promote sediment accumulation on beaches while winter’s higher energy conditions tend to erode them (Masselink and Pattiaratchi, 2001; Catto, 2006). As these conditions are often associated to a seasonal cycle, the erosion/accumulation cycle can occur within a season or monthly. The concept of event cyclicity documented by A.D. Short (1979) is an interesting approach to demonstrate the occurrence of intermediate states of evolution formed by the high variability of hydrodynamic conditions. In the St. Lawrence Estuary and Gulf (eastern Canada) some of the lowland coastal areas are affected by erosion and coastal flooding during high tides events (e.g., Bernatchez and Dubois, 2004). The relationship between coastal processes and geohazards needs to be assessed with high-resolution studies able to link coastal evolution, environmental parameters, coastal sensitivity and resilience mechanisms. Therein, we present a study undertaken from May to December 2011 that quantify monthly coastal evolution of Pointe à Émile’s region (fig. 2) to explain the geomorphological sensitivity of coastal segments using a Beach Geomorphological Sensitivity Index (BGSI).

In order to measure monthly rates of evolution (in m/month) of the beach, it is essential to define and describe coastal evolution reference features (fig. 3). In this study, we used a vast array of geomorphological, topographical and biological proxies to efficiently map the position of (i) the monthly mean water line (called here shoreline), (ii) the monthly highest water line (corresponding to the limit between terrestrial and marine domains, called here coastline), and (iii) the highest water line during flood events (identifying flooding zones, called here extreme coastline). The extreme coastline is mainly recognizable with overwash fan deposits or coastal flood debris (Forbes et al., 2004). These three evolution reference features were mapped using rtk DGPS in kinematic mode and beach topographical profiles were made in stop’n’go mode (fig. 4; Baptista et al., 2008, 2011). Coastal segmentation allowed the identification of five “theoretical beach profiles” (fig. 2 and fig. 3, profiles A to E), which represent a portion of the beach driven by the same morphogenetic processes. This approach allows a schematic frame of coastal morphology and diversity.

The morphodynamic evolution patterns (fig. 9) show that every theoretical beach profiles evolution differs with respect to their initial morphology and their capacity to adjust their geometry after high-energy conditions. Using these results, we defined four evolution variables to be integrated in the calculation of the BGSI (tab. 1 and eq. 1): (e1) coastline evolution, (e2) shoreline evolution, (e3) sediment volumes evolution and (e4) coastline altitude evolution. These semi quantitative parameters allow the identification of the sensitivity and short-term resilience mechanisms and spatial patterns.

The intra-annual evolution of the BGSI values (fig. 10 and tab. 2) show a significant variability between each survey intervals, except for E profiles (protected segment). This result might be due to the natural capacity of unprotected coastal areas to be resilient after high-energy conditions. Theoretical A profiles have generally the lowest BGSI values for most of the periods of measurement, even during the energetic conditions of August 2011. This is mainly due to their gentle slope, their great amount of sediment, the presence of vegetation on the upper part of the beach profile and their rapid adaptation capacity after high-energy conditions. B and C profiles have similar BGSI values for most of the intervals. The main difference between their sensitivity is the presence of a sediment accumulation at the micro-cliff toe on B profiles caused by gravitational processes, which tends to reduce the general sensitivity of these profiles. This sedimentary structure is a natural protection feature. Waves will erode it in priority before they reach the cliff. The sensitivity of B profiles located from each side of the E profile (protected segment) has monthly rates of erosion twice or five times higher than other similar profiles. In C profiles, the estuarine and tidal currents constantly erode the cliff toe and tend to slow down the adaptation processes of the cliff after an erosive event. Because D profiles respond directly to water levels, they are often flooded for short period of time and they present the highest BGSI variability. They can be the most or the least sensitive profiles. Formation of overwash fans behind the coastline position transfers sediment from the beach out of the coastal system. Unfortunately, the accumulation intervals (e.g., calm hydrodynamic conditions) are too infrequent compare to flooding and high tide intervals. This might explain the periodicity return of flood event on D profiles. In fact, sediment accumulation on the beach has to be higher than the wave sediment transport capacity in order to reduce overwash fans and flood occurrence (Forbes et al., 1995). Finally, the ISGP values for the E profile are the highest for every interval. Hydrodynamics conditions have considerable impacts on the protection structure: block failures, quarrying, slope adjustment and scouring at its base. These movements show that the effectiveness of the seawall protection is low and can affect the other segments morphology and sediment availability for the littoral spit.

In conclusion, the BGSI is useful to comprehend coastal evolution based on intra annual field survey data. It is also a very useful tool to express natural and artificial equilibrium of sensitivity levels from different theoretical beach profiles facing similar hydrodynamic conditions. Sensitivity levels for each theoretical beach profile differ because of their initial morphology and of the frequency and occurrence of energetic events. The spatial distribution of the theoretical beach profiles and their respective IGSP evolution explain the Pointe à Émile littoral spit’s global sensitivity, strengthened by the presence of a protection structure (E profile), which tends to erode and take sediment out of the beach system by overwash fans in D profiles.

As the BGSI method has been developed and applied to the Pointe à Émile littoral spit, it might be of great utility in other littoral spits of the St. Lawrence Estuary and Gulf or elsewhere in the world. Using the BGSI in other sedimentary coasts might be interesting because of its capacity to assess potential intervention zone to prevent community from coastal erosion and flooding. It integrates high-resolution field data to fully explain adaptation mechanisms and sensitivity of coastal segments in order to address both natural and anthropogenic causes to coastal evolution.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Le concept de sensibilité géomorphologique. Fig. 1 – Geomorphological sensitivity concept.
Légende A : Rôle des aléas sur les niveaux de sensibilité et l’évolution de la sensibilité des segments côtiers. B : Tendances d’évolution de la sensibilité.A: Role of hazards on sensitivity levels and sensitivity evolution of coastal segments. B: Sensitivity evolution trends.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-1.png
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Titre Fig. 2 – Localisation du site d’étude, segmentation côtière haute résolution et répartition spatiale des profils de plage types de la Pointe à Émile. Fig. 2 – Location of study area, high-resolution coastal segmentation and spatial distribution of theoretical beach profiles at Pointe à Émile.
Légende Pour la description des profils types, voir fig. 3.See fig. 3 for the theoretical beach profiles explanations.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-2.png
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Titre Fig. 3 – Représentation schématique des profils types et liste des critères géomorphologiques, biologiques et topographiques d’identification des limites de la zone côtière (trait extrême, trait de côte et ligne de rivage).Fig. 3 – Schematic diagram showing the theoretical beach profiles and a series of geomorphological, biological and topographical criterion for coastal zone limits identification (extreme coastline, coastline and shoreline).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-3.png
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Titre Fig. 4 – Montage de l’antenne DGPS en mode cinématique (A) et en mode stop’n’go (B). Fig. 4 – DGPS antenna setup in kinematic mode (A) and stop’n’go mode (B).
Crédits Auteur des clichés : A. Morissette (2011).Photographs by A. Morissette (2011).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-4.png
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Titre Fig. 5 – Méthode de calcul des volumes sédimentaires (en m3/m linéaire de côte). Fig. 5 – Method used for sediment volumes calculation (in m3/m linear m).
Légende Les calculs ne considèrent que la zone grisée. Lorsque deux lobes de submersion se superposent, les volumes du plus ancien sont soustraits.Calculations only consider shaded areas. When two overwash fans overlay, older sediment volumes are excluded.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-5.png
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Titre Tab. 1 – Classes semi-quantitatives attribuées aux variables d’évolution pour le calcul de l’ISGP.Tab. 1 – Semi-quantitative classes given to evolution variables for BGSI calculation.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-6.png
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Titre Fig. 6 – Évolution mensuelle (mai à décembre 2011) du trait extrême, du trait de côte et de la ligne de rivage. Fig. 6 – Monthly evolution (May to December 2011) of the extreme coastline, the coastline and the shoreline.
Légende Note : l’astérisque représente des moments de suivi du trait extrême.Note: Asterisks show periods of extreme coastline monitoring.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-7.png
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Titre Fig. 7 – Évolution mensuelle (mai à octobre 2011) des volumes sédimentaires sur les profils types. Fig. 7 – Monthly evolution (May to December 2011) of sediment volumes.
Légende A : Haut de la plage. B : bas de la plage (voir fig. 5).On the upper part (A) and the lower part (B) of the beach; see fig. 5).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-8.png
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Titre Fig. 8 – Profils d’altitude du trait de côte entre mai et décembre 2011. Fig. 8 – Altitudinal profiles of the coastline between May and December 2011.
Légende Les lignes verticales représentent la segmentation des profils de plage types.Vertical lines show the theoretical beach profiles segmentation.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-9.png
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Titre Fig. 9 – Évolution dynamique mensuelle (mai à décembre 2011) des profils de plage types. Fig. 9 – Monthly dynamic evolution (May to December 2011) of the theoretical beach profiles.
Légende La figure montre les modifications morphologiques (b) de segments perpendiculaires des profils de plage type (a). 1 : trait extrême ; 2 : trait de côte ; 3 : ligne de rivage ; 4 : point d'inflexion ; 5 : arrière-côte ; 6 : arrière-plage ; 7 : haute-plage/falaise ; 8 : haut-estran ; 9 : bas-estran ; 10 : < 2 m ; 11 : 2-5 m ; 12 : > 5 m ; 13 : > 5 m avec submersion ; 14 : accumulation sédimentaire > 10 m3/m ; 15 : prélèvement sédimentaire / érosion > 10 m3/m ; 16 : formation du pied de glace ; 17 : segments en reprise de submersion.The figure shows morphological modifications (b) of perpendicular segments of theoretical beach profiles (a). 1: extreme coastline; 2: coastline; 3: shoreline; 4: inflection point; 5: coastal hinterland; 6: upper shore; 7: backshore/cliff; 8: upper foreshore; 9: lower foreshore; 10: <2 m; 11: 2-5 m; 12: >5 m; 13: >5 m with submersion; 14: sedimentary accumulation >10 m3/m; 15: sedimentary reduction / erosion >10 m3/m; 16: ice-foot formation; 17: segments with submersion resumption.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-10.png
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Titre Fig. 10 – Tendances d’évolution de l’ISGP des profils types de la Pointe à Émile en 2011.Fig. 10 – Evolution trends of the BGSI for each theoretical beach profiles at Pointe à Émile in 2011.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10338/img-11.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Gabriel Joyal et Antoine Morissette, « Évolution côtière micro-échelle et mise au point d’un Indice de sensibilité géomorphologique des plages (ISGP) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 19 - n° 3 | 2013, 353-368.

Référence électronique

Gabriel Joyal et Antoine Morissette, « Évolution côtière micro-échelle et mise au point d’un Indice de sensibilité géomorphologique des plages (ISGP) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 19 - n° 3 | 2013, mis en ligne le 10 novembre 2015, consulté le 16 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/10338 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10338

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Auteurs

Gabriel Joyal

Module de géographie - Université du Québec à Rimouski - 300 allée des Ursulines - B-005, Rimouski - Québec - Canada, G5L 3A1 (gabriel.joyal@uqar.ca).

Antoine Morissette

Module de géographie - Université du Québec à Rimouski - 300 allée des Ursulines - B-005, Rimouski - Québec - Canada, G5L 3A1 (antoine_morissette@uqar.ca).

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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