Introduction

1Les côtes rocheuses et à falaises représentent plus de la moitié du linéaire côtier mondial [Emery & Kuhn 1982, Sunamura 1992, Young & Carilli 2019]. Leur érosion constitue une menace directe pour la sécurité des personnes et des biens. La compréhension de leurs dynamiques d’érosion est complexe, en raison de la diversité des processus qui leur sont associés [Sunamura 1992, Kennedy & al. 2014], leurs évolutions temporelles et spatiales [Cambers 1976, Dornbusch & al. 2008, Lee 2008] et la variabilité des paramètres géologiques, géomorphologiques, océanographiques et climatiques qui les régissent [Kline & al. 2014, Young 2018]. Quantifier ces dynamiques d’érosion est un enjeu scientifique majeur en contexte rocheux [Sunamara 1988, Trenhaile 2010, 2014, Young 2018].

2La côte rocheuse basque française, particulière pour sa diversité géomorphologique, est un exemple de cette dynamique complexe et hétérogène [Genna & al. 2005]. Elle est soumise à un développement urbain important qui peut être contrarié par des processus érosifs se manifestant en majorité par des instabilités gravitaires. La gestion de cette frange côtière et des risques associés apparaît donc comme essentielle pour la protection des biens et des personnes, rendant nécessaire une connaissance précise de l’aléa instabilités gravitaires.

3Depuis une vingtaine d’années, différents acteurs interviennent dans la gestion de cet aléa, notamment l’Observatoire de la Côte Aquitaine et la Communauté d’Agglomération Pays Basque. Toutefois, malgré un suivi régulier, une meilleure connaissance de l’aléa reste nécessaire pour le développement et la sécurité de ce territoire. En effet, si différentes études ont quantifié le recul de la côte basque [Aubié & al. 2005, 2011, Bernon & al. 2016], celles-ci remontent à une dizaine d’années, et nécessitent d’être actualisées. Ces études ont porté sur l’érosion du linéaire côtier basque en distinguant parfois le type de côte (sableuse, rocheuse et artificialisée) et quelques processus responsables de l’ablation. Or, les différents types de côtes sont régis par des dynamiques (spatiale et temporelle) d’érosion singulière [Cambers 1976, Dornbusch & al. 2008, Lee 2008, Prémaillon 2018]. Il convient donc de les étudier séparément avec des méthodologies adaptées.

4Cette étude a pour objectif principal de contribuer à l’amélioration des connaissances de l’érosion des côtes rocheuses à falaises basques françaises. Il s’agit d’abord de quantifier son recul selon différentes approches, à partir de photographies aériennes. Le sommet de falaises est pris comme indicateur de référence entre 1938 et 2018, il est principalement utilisé dans les études sur recul des côtes à falaises [Costa 1997, Bird 2008, Letortu & al. 2014, 2015]. Cette première étape permet ainsi d’obtenir des taux de recul annuels moyens spatialisés. Puis, à partir des différents résultats obtenus pour chaque méthode, une analyse comparative est réalisée afin de déterminer laquelle est la plus adaptée à l’étude. Enfin, les taux de recul moyens sont ensuite mis au regard des caractéristiques des types de falaises et des processus d’érosion, afin de mieux définir la dynamique d’érosion de ces côtes rocheuses particulières du littoral basque français.

1. Site d’étude

5La côte basque se situe au sud de la côte atlantique, à l’extrémité ouest de la zone nord-pyrénéenne et au sud de la plaine des Landes. Elle s’étend sur près de quarante kilomètres de long (Fig. 1). Cette côte présente une forte variabilité géologique et géomorphologique que l’on retrouve dans la diversité des types d’instabilités gravitaires [Genna & al. 2005].

6Son contexte litho-structural est hérité du régime extensif puis compressif entre les plaques tectoniques ibérique et européenne [Choukroune & al. 1972, Olivet 1978]. À partir du Vraconien (Albien supérieur) le bassin de Saint-Jean-de-Luz s’ouvre par régime extensif nord-sud, dans le prolongement ouest du bassin de Mauléon [Bouquet 1986, Razin 1989]. Ce rifting dans les formations de socle Paléozoique permet l’alimentation du bassin sédimentaire de Saint-Jean-de-Luz au cours du Crétacé par des flyschs calcaires, puis par des flyschs gréseux jusqu’à l’Yprésien [Razin 1989].

7Ces formations affleurent aujourd’hui sur environ 20 km du linéaire côtier basque. Les premières déformations de ce secteur sont issues du cycle Pyrénéen de l’orogénèse alpine et induites par la collision des plaques ibérique et européenne sur un axe NNO-SSE. La sédimentation marneuse syn-tectonique se poursuit du Lutétien à l’Oligocène pour les formations lithologiques observées actuellement sur le littoral de Biarritz. La convergence induit le charriage de la couverture sédimentaire sur les niveaux évaporitiques du Trias et du Sénonien. Ces lithologies sont déformées par plissements et fracturations avec une intensité variable sur les axes de déformation E-O et NE-SO [Razin, 1989, Muller & Roger 1977].

8La côte basque est constituée de différents morphotypes littoraux et alterne entre côtes sableuses, côtes rocheuses et côtes artificialisées. La côte rocheuse à falaises s’étend sur environ 25 km, soit 60 % de sa longueur totale. La hauteur de ces falaises varie entre 10 et 70 m, avec des pentes comprises entre 10° et 90°. La diversité de ces types de côtes est synthétisée par une typologie définie en 2005 [Genna & al. 2005] (Fig. 1).

2. Méthodologie

9Afin de quantifier le recul de la côte et caractériser sa répartition spatiale, deux approches sont sélectionnées : l’approche fondée sur la ligne de base [Dolan & al. 1978, Thieler & al. 2009] et celle fondée sur le calcul de l’aire perdue [Costa 2000, Mallet & Michot 2012]. Pour chacune de ces approches, une analyse diachronique de photographies aériennes entre 1938 à 2018 est nécessaire. Le sommet de falaises est utilisé comme indicateur de référence.

2.1.Indicateur morphologique de référence

10La quantification du recul planimétrique de la côte à falaises basque est permise par l’analyse diachronique de photographies aériennes entre 1938 et 2018. Le pied et le sommet de falaises sont principalement utilisés dans l’étude du recul des côtes à falaises [Costa 1997, Bird 2008, Young & al. 2009, Letortu & al. 2014, Letortu & al. 2015]. Du fait des différents inconvénients associés à l’utilisation du pied de falaises comme indicateur de référence : (i) mauvaise visibilité sur certaines photographies aériennes (ii) complexification de l’interprétation des taux de recul du fait de l’accumulation potentielle de matériaux érodés en pied de falaises (iii) niveau de la mer différent sur chaque prise de vue, le sommet de falaises est retenu comme indicateur de référence [Prémaillon 2018]. Il présente l’avantage d’être lisible sur l’ensemble des photographies aériennes mises à disposition.

2.2. Données et erreurs associées

11À l’échelle spatiale et temporelle de cette étude, les photographies aériennes constituent la source de données la plus fiable pour la vectorisation des traits de côte. Douze jeux de photographies aériennes sont utilisés et leurs sources d’erreurs sont synthétisées par le calcul de l’Erreur de Position Globale (Tabl. 1) [Fletcher & al. 2003, Juigner 2012]. Une marge d’erreur de +/- 6,6 cm/an est associée à l’ensemble des résultats.

Tableau 1 – Erreurs associées aux photographies aériennes

Années	Sources des photographies	Erreur de vectorisation (m)	Taille du pixel (m)	Erreur de géoréférencement (m)	Incertitude retenue (cm/an)
1938	Ifremer	2,03	0,50	4,90	6,6
1954	Ifremer	2,03	0,50	2,70	4,3
1968	Ifremer	2,03	0,30	1,00	2,9
1992	Ifremer	2,03	0,35	1,50	3,2
1996	Ifremer	2,03	0,60	2,50	4,1
2000	IGN	2,03	0,50	2,50	4,1
2009	IGN	2,03	0,40	2,50	4,1
2011	Cerema	2,03	0,50	1,20	3,0
2014	IGN	2,03	0,10	0,25	2,6
2016	IGN	2,03	0,10	0,25	2,6
2017	IGN	2,03	0,10	0,25	2,6
2018	IGN	2,03	0,10	0,096	2,5

2.3. Approches utilisées

12Dans le but de quantifier le recul planimétrique pluridécennal, deux approches sont sélectionnées : (i) l’approche des aires perdues et (ii) l’approche de la ligne de base (EPR (End Point Rate) et WLR (Weighted Linear Regression).

13L’approche des aires perdues développée par Costa [2000] est fondée sur plusieurs étapes mises en œuvre dans un environnement SIG. Une ligne de référence est créée parallèlement au trait de côte le plus récent, et des transects y sont générés de façon perpendiculaire et à un intervalle régulier de 10 m, défini d’après une analyse de sensibilité [Martins 2020]. Les différents transects intersectent les traits de côte de 1938 et 2018 et l’espace entre ces derniers est matérialisé par des polygones. Les taux de recul entre les deux traits de côtes sont ensuite obtenus par la division de la surface de ces polygones par la longueur du linéaire étudié et l’intervalle de temps entre les deux traits de côte (Fig. 2). Cette méthode a l’avantage de permettre une quantification spatiale continue du recul du sommet de falaises entre deux dates (1938 et 2018).

14L’approche de la ligne de base peut être appliquée selon deux méthodes : la méthode de l’EPR et celle du WLR [Thieler & al. 2009, Dolan & al. 1978]. Elle est réalisée à partir de l’outil DSAS dans l’environnement SIG ArcGIS et permet d’évaluer statistiquement le recul à partir d’un jeu de données comportant la position des traits de côte à différentes dates [Fletcher & al. 2003, Hapke & al. 2009, Faye & al. 2012, Romine & Fletcher 2013, Young & al. 2014]. Comme pour la première approche, à partir d’une ligne de référence créée parallèlement au trait de côte le plus récent en direction de l’arrière-pays, des transects sont générés à un intervalle régulier de 10 m mais de façon perpendiculaire à cette dernière. Une distance entre la ligne de référence et chaque point d’intersection de ce dernier avec les différents traits de côtes est ensuite calculée pour chaque transect (en fonction de la méthode utilisée). La différence entre ces distances traduit le taux d’érosion entre les deux dates. La méthode de l’EPR quantifie le recul d’après la différence de position entre le trait de côte plus récent et le plus ancien. En revanche, la méthode du WLR quantifie le recul entre ces deux mêmes dates, en considérant l’ensemble des traits de côte vectorisés (douze) et en les pondérant par leur degré de fiabilité [Thieler & al. 2009, Himmelstoss & al. 2018] (Fig. 2).

15Les taux de recul annuels moyens du sommet de falaises sont d’abord quantifiés par ces différentes méthodes à l’échelle de la côte basque afin d’obtenir des taux de recul annuels moyens pour le linéaire entier. Puis, la même procédure est appliquée pour chacune des cinq sections homogènes d’environ 4 km afin de caractériser leurs répartitions spatiales.

16Les résultats obtenus sont mis en relation de manière qualitative avec certains facteurs de prédisposition, puis comparés avec des processus de déstabilisation connus (i.e. BD-MVT ; base de données nationale française des mouvements de terrain [https://www.georisques.gouv.fr] et analyse diachronique fondée sur des photographies aériennes et observations de terrain).

3. Résultats

17À l’échelle de la côte rocheuse basque, environ 15 % du linéaire à falaises s’est érodé entre 1938 et 2018, soit un total cumulé de 3,6 km (Fig. 3). Les taux de recul moyens sont compris entre 11,5 et 20 cm/an selon la méthode utilisée avec une marge d’erreur de +/- 6,6 cm/an (Fig. 4, Tabl. 2). Cette érosion n’est pas uniforme sur l’ensemble du linéaire et cette valeur moyenne masque une certaine variabilité spatiale des taux de recul (Fig. 4, Tabl. 2).

18Deux secteurs se distinguent par leurs vitesses d’érosion. Le premier, de la pointe Sainte-Anne à la frontière entre les communes de Guéthary et Bidart (secteur A : sections 1 à 3), est caractérisé par un recul discontinu et ponctuel (Fig. 3). Les taux de recul moyens y sont faibles, compris entre 4 cm/an (méthode des aires perdues) et 12 cm/an (méthode du WLR), avec une marge d’erreur de +/- 6,6 cm/an. Les taux de recul moyens de ces trois sections sont systématiquement inférieurs aux taux de recul moyens et ceux quelle que soit la méthode (Tabl. 2, Fig. 4). En opposition, le second secteur s’étend depuis la frontière entre Guéthary et Bidart jusqu’à la Pointe Saint-Martin (secteur B : sections 4 à 5). Les portions de la côte à falaises ayant été érodées sont plus étendues et les taux de recul moyens y sont modérés à forts, compris entre 14 cm/an (méthode des aires perdues) et 36 cm/an (méthode du WLR), avec une marge d’erreur de +/- 6,6 cm/an. Ces derniers présentent une variabilité plus importante et des valeurs moyennes systématiquement supérieures au taux de recul moyen de l’ensemble de la côte basque, quelle que soit la méthode utilisée (Tabl. 2, Fig. 4).

Tableau 2 – Taux de recul du sommet de falaises basques entre 1938 et 2018 (cm/an)

		Côte basque	Section 1	Section 2	Section 3	Section 4	Section 5
Aires perdues	Moyenne	11,5	7	4	8	14	19
	Écart-type	0,13	0,07	0,03	0,07	0,12	0,21
	Maximum	100	40	20	40	80	100
EPR	Moyenne	17	11	6,5	11	21	24,5
	Écart-type	0,16	0,08	0,05	0,07	0,15	0,24
	Maximum	100	40	20	40	100	100
WLR	Moyenne	20	12	8	11	21,5	36
	Écart-type	0,24	0,10	0,06	0,11	0,20	0,36
	Maximum	>100	60	40	60	100	>100

19Bien que les taux de recul du sommet de falaises basque varient spatialement, ces derniers varient également en fonction de la méthode utilisée pour les quantifier (Tabl. 2). Toutefois, quelle que soit la méthode employée, deux dynamiques de recul se distinguent dans les résultats : le secteur B avec de taux de recul supérieur à la moyenne de la côte rocheuse basque et le secteur A avec des taux de recul inférieurs (Tabl. 2).

4. Discussion

4.1.Variation des taux de recul en fonction des méthodes

20Les taux de recul annuels moyens varient en fonction des approches et méthodes utilisées pour le quantifier passant par exemple du simple au double, entre la méthode des aires perdues et celle du WLR. Il s’agit d’effectuer une analyse comparative des résultats issus de différentes méthodes afin de déterminer quelle(s) méthodologie(s) est plus adaptée à l’étude du recul en contexte rocheux basque.

21Les taux de recul moyens quantifiés d’après l’approche de la ligne de base (méthodes de l’EPR et du WLR) sont systématiquement supérieurs à ceux quantifiés par l’approche fondée sur l’aire (Tabl. 2). Cette différence peut trouver son explication dans le protocole de l’approche. Ce dernier se base sur le fait que les transects soient générés perpendiculairement aux traits de côte. Or le caractère irrégulier de la majorité du linéaire basque complexifie la création de transects perpendiculaires au trait de côte en les générant parfois en biais, comme pour les études des falaises normandes [Letortu 2013, Letortu & al. 2014]. Cela a pour conséquence d’allonger leur taille et ainsi de surestimer le recul. De plus, les taux de recul quantifiés par la méthode du WLR présentent un autre biais lié à leur mode de calcul. En effet, cette méthode estime l’évolution du trait de côte à partir d’une droite de régression linéaire pondérée, ce qui a pour conséquence d’attribuer un poids plus important aux valeurs extrêmes. Les méthodes issues de l’approche de la ligne de base, fondées sur des mesures ponctuelles sont, comme pour les études des falaises normandes [Letortu 2013, Letortu & al. 2014], peu représentatives de l’évolution du sommet de falaise et ne semblent donc pas adaptées pour quantifier le recul de la côte basque.

22En revanche, l’approche fondée sur l’aire présente l’avantage d’estimer l’érosion sur une portion continue du linéaire [Costa, 2000]. Cela permet l’estimation du recul à certains endroits non pris en compte par l’approche de la ligne de base du fait qu’aucun transect n’y passait [Letortu 2013]. Ainsi, dans l’optique de la gestion du risque côtier, la méthode des aires perdues semble la plus adaptée des méthodes testées pour évaluer le recul du sommet de falaises basque.

4.2.Première analyse des facteurs de prédisposition

23Afin d’apporter des premiers éléments explicatifs à la variation spatiale du recul, différents facteurs de prédispositions principaux sont mis en relation avec les taux de recul, soit :

• La nature lithologique (d’après les travaux de Peter Borie [2008] et Razin [1989])

• L’altération (d’après l’étude de Peter Borie & al. [2010])

4.2.1. La nature lithologique

24Les taux de recul les plus importants se sont produits sur trois lithologies : les marno-calcaires de la Goureppe, les flyschs à silex de Guéthary et le groupe des argiles, ophites et évaporites (Tabl. 5). Ces derniers présentent une variabilité plus importante et des valeurs supérieures à celle du recul moyen de la côte basque. Le recul moyen est de 14,30 cm/an sur les flyschs à silex de Guéthary, 14,72 cm/an sur le groupe des argiles, ophites et évaporites et 21,16 cm/an sur le marno-calcaire de la Goureppe. Les boîtes à moustaches présentent des médianes, des valeurs de Q3 et des valeurs maximales nettement supérieures aux autres types de lithologies présentes sur la côte basque (Fig. 5).

25Les résultats élevés pour le groupe des argiles, ophites et évaporites du Keuper peuvent être expliqués par le fait que cette lithologie constitue une couche évaporitique, connue en France et en Europe, pour servir de niveau de décollement à de nombreux charriages [Affolter & Gratier 2004]. La cohésion de ces matériaux est faible et leur réhydratation par la mer pourrait avoir pour effet, sur le long terme, de les dissoudre ayant ainsi un impact sur l’importance de leurs vitesses de recul. Toutefois pour le cas des marno-calcaires de la Goureppe et des flyschs à silex de Guéthary, bien qu’ils enregistrent les taux de recul les plus élevés, leurs caractéristiques lithologiques ne semblent pas pouvoir expliquer en totalité ces derniers. Sur ces secteurs, se sont donc probablement d’autres facteurs de prédisposition qui participent majoritairement à la dynamique d’érosion de la côte à falaise comme l’altération du substrat.

26Tableau 5 – Mise en relation des taux de recul et de la lithologie

Lithologie	Stratigraphie	Taux de recul (cm/an)
Argiles, Ophites et Evaporites	Keuper	14,72
Flysch	Campanien	9,54
Flysch à silex de Guéthary	Turonien moyen à Coniacien inférieur	14,30
Flysch d’Hayzabia	Santonien supérieur à Campanien moyen	8,31
Flysch gréseux broyé	Campanien supérieur	6,62
Flysch marno-calcaire de Socoa	Coniacien supérieur à Santonien moyen	5,71
Marnes de Bidart	Maestrichtien	7,81
Marnes gréseuses du Phare de Biarritz	Stampien	8,48
Marno-calcaires de la Goureppe	Base du Lutétien Supérieur	21,16
Marno-calcaires de Loya	Santonien supérieur à Campanien moyen	6,30
Nummulites	Sannoisien supérieur	8,40
Turbidite de Makila	Santonien supérieur à Campanien moyen	6,09
Taux de recul moyen (cm.an-1) méthode des surfaces perdues		11,5

4.2.2. L’altération

27Entre 1938 et 2018, le taux recul moyen des portions altérées identifiées par Peter Borie & al. [2010] du linéaire côtier est plus de deux fois supérieur au taux de recul moyen des portions non altérées (16 cm/an contre 7,8 cm/an). Cette différence peut être justifiée par le fait que l’altération chimique ou mécanique dégrade les propriétés mécaniques des roches initiales, rendant la partie altérée en haut ou sur les versants plus susceptibles aux instabilités gravitaires [Calcaterra & Parise 2010, Migon 2010]. Ce processus varie en fonction des contextes topographiques, d’exposition aux agents météoriques et hydro-marins et la structure des matériaux en jeux.

28Les observations de terrains nous ont ainsi permis de caractériser l’altération sur les marno-calcaires de la Goureppe et les flyschs à silex de Guéthary comme couvrant de fortes proportions des versants avec des épaisseurs pouvant être supérieures à deux mètres. Ainsi, comme le suggère Peter Borie [2008] selon le degré et l’épaisseur d’altération, il peut être observé plus d’instabilités gravitaires sur certaines portions du littoral basque.

29La mise en relation de différents facteurs de prédisposition avec les taux de recul a permis de mettre en évidence de manière qualitative leur influence sur la dynamique d’érosion de la côte basque. Si l’importance du recul des formations évaporitiques du Keuper peut être explicable par la nature de la roche, l’importance du recul sur le groupe des marno-calcaires de la Goureppe et des flyschs à silex de Guéthary est quant à lui explicable par leur état d’altération. Toutefois, l’interprétation de ces résultats reste à nuancer car elle reste qualitative et centrée sur deux facteurs de prédisposition liée à la nature lithologique et son état d’altération. Ainsi, parmi les facteurs de prédisposition, la structure et la composition minéralogique des formations n’ont pas été abordées dans ce travail. Il conviendrait pour aller plus loin dans l’analyse de l’aléa stricto-sensu de les étudier conjointement avec les facteurs déclenchants (i.e. précipitation et action marine.).

4.2.3. Première analyse des processus responsables du recul

30Les deux dynamiques de recul entre le secteur B et A se vérifient également dans la BD-MVT [https://www.georisques.gouv.fr] (Tabl. 3). Comme l’enregistrement des données de la BD-MVT n’est pas systématique, mais occasionnel et pouvant être limité aux événements de plus forte intensité, l’inventaire a été complété par des observations de terrain et un travail d’analyse géomorphologique et diachronique sur photographies aériennes. Ainsi, à l’échelle de la côte à falaises basque française, le nombre d’instabilités gravitaires est de 15,7 par kilomètre en moyenne (Tabl. 3).

Tableau 3 – Taux de recul et nombre d’instabilités gravitaires entre 1938 et 2018

	Côte basque	Section 1	Section 2	Section 3	Section 4	Section 5
Nombre d’instabilités total (BD-MVT)	62	2 (3 %)	6 (10 %)	4 (6 %)	19 (31 %)	31 (50 %)
Nombre de glissements de terrain (BD-MVT)	37 (60 %)	2	4	1	15	12
Nombre d’éboulements (BD-MVT)	25 (40 %)	0	2	0	4	19
Nombre d’instabilités total recensées d’après l’analyse de PA et d’observations de terrain	284	71 (25 %)	32 (11 %)	74 (26 %)	79 (28 %)	28 (10 %)
Nombre de glissements de terrain meubles recensés d’après l’analyse de PA et d’observations de terrain	121 (43 %)	8	0	60	40	13
Nombre de glissements rocheux et d’éboulements recensés d’après l’analyse de PA et d’observations de terrain	163 (57 %)	63	32	14	39	15
Nombre d’instabilités par km (d’après les instabilités recensées par la BD-MVT et l’analyse de PA et d’observations de terrain)	15,7	11,7	10	19,5	24,5	16,4
Taux de recul (aires perdues) (cm/an)	11,5	7	4	8	14	19
Taux de recul (EPR) (cm/an)	17	11	6,5	11	21	24,5
Taux de recul (WLR) (cm/an)	20	12	8	11	21,5	36

31La variation spatiale du nombre d’instabilités gravitaires par kilomètre s’explique par les types d’instabilité et leurs fréquences de déstabilisation. Le secteur 1 et 2 sont caractérisés par un taux de recul et un nombre d’instabilités gravitaires par kilomètre moins important que la moyenne de la côte basque (7 cm/an (secteur 1) et 4 cm/an (secteur 2) contre 11,5 cm/an (côte basque) et 11,7 instabilités/km (secteur 1) et 10 instabilités/km (secteur 2) contre 15,7 instabilités/km (côte basque)). Les instabilités gravitaires sont principalement des glissements rocheux et éboulements liés au pendage des flyschs. Les processus de déstabilisation se réalisent plutôt par le bas des versants par une rupture ou un défaut de butée de pied (liée à l’action marine). Ils provoquent généralement le glissement d’un seul banc, ce qui du fait du fort pendage de la falaise (entre 20° et 45°) n’affecte que dans une moindre mesure le sommet de falaises. Toutefois, de façon moins fréquente, plusieurs bancs peuvent glisser simultanément et provoquer un recul important du sommet de falaise, c’est le cas par exemple de l’événement des Viviers basques en octobre 2020.

32Le secteur 3 est caractérisé par un taux de recul moins important que la moyenne de la côte basque (8 cm/an contre 11,5 cm/an) mais un nombre d’instabilités gravitaires par kilomètre supérieur à la moyenne (19,5 instabilités/km contre 15,7 instabilités/km). Le recul est majoritairement lié à des glissements de terrain superficiels de faibles ampleurs qui se déclenchent fréquemment dans des matériaux plus meubles nappant le substrat sur des épaisseurs plus ou moins fortes. Ces glissements de terrain sont localisés majoritairement en milieu de versant, au contact de différentes formations et ne sont donc pas pris en compte dans le calcul du recul. Ce cas s’observe notamment dans la baie d’Erromardie.

33Le secteur 4 est caractérisé par un taux de recul et un nombre d’instabilités gravitaires par kilomètre plus important que la moyenne de la côte basque (14 cm/an contre 11, 5 cm/an et 24,5 instabilités/km contre 15,7 instabilités/km). On y observe à la fois des glissements meubles et rocheux, notamment sur la commune de Bidart avec les instabilités d’Erretegia et les glissements-coulées qui affectent directement le sommet de falaise. Ce secteur connait une forte activité des processus de déstabilisation due à des conditions hydro-géologiques et structurales particulières.

34Enfin, le secteur 5 est caractérisé par un taux de recul et un nombre d’instabilités gravitaires par kilomètre plus important que la moyenne de la côte basque (19 cm/an contre 11,5 cm/an et 16,4 instabilités/km contre 15,7 instabilités/km). On y observe à la fois des glissements meubles et rocheux, notamment sur les falaises de la commune de Biarritz sur lesquelles de nombreux travaux de consolidation ont été réalisés durant la période d’étude. La pointe Saint-Martin est sujette à des glissements rocheux et éboulements à faible fréquence du fait du caractère très compétent des falaises, toutefois l’intensité de ces événements peut être plus ou moins forte.

Conclusion

35Ces recherches ont permis d’actualiser les études sur la quantification du recul du sommet de falaises basque jusqu’en 2018 et de faire un retour critique sur les méthodes employées dans ces estimations. À partir de la comparaison des résultats issus des différentes méthodes testées, la méthode des aires perdues apparait la plus adaptée pour quantifier ce recul. Ainsi, le taux de recul moyen des portions ayant subi de l’érosion entre 1938 et 2018 est de 11,5 cm/an, avec une certaine variabilité le long du linéaire (écart-type de 0,13). Toutefois, bien que les différentes approches planimétriques testées aient permis de quantifier le recul sur l’ensemble du linéaire côtier basque à l’échelle pluridécennale, cette approche présente l’inconvénient de traduire uniquement un recul en deux dimensions (fondées sur la position du sommet de falaises à différentes dates).

36La mise en relation avec les instabilités gravitaires doit pouvoir compléter cette étude en (i) produisant des cartes de susceptibilité pour des glissements de terrain se déclenchant en contexte rocheux et d’autre part des glissements de terrain se déclenchant dans des formations meubles (altérites et alluvions quaternaire ou plio-quaternaire) puis (ii) quantifier les volumes érodés à l’échelle de chaque section. Ces analyses spatiales permettront dans le cadre du projet Ezponda de cibler des sites spécifiques afin d’aller plus loin dans l’analyse des facteurs responsables du recul des côtes rocheuses du Pays basque.