1L’intérêt porté à la dynamique régressive des falaises crayeuses haut-normandes n’est pas un fait nouveau (De Lamblardie, 1789) mais la quantification précise des vitesses et des rythmes de recul reste d’actualité, notamment pour la gestion du risque d’érosion côtière. L’étude de la dynamique régressive peut se faire à l’aide de diverses sources de données, dont la comparaison permet d’obtenir des vitesses. Parmi les documents couramment utilisés pour les falaises crayeuses, nous retrouvons les cadastres (Bialek, 1969 ; Hénaff et al., 2002 ; Dornbusch et al., 2008a ; Letortu, 2013), les photographies aériennes verticales (May et Heeps, 1985 ; Costa 1997 ; Hénaff et al., 2002 ; Lahousse et Pierre, 2003a et b ; Dornbusch et al., 2008a), les levés photogrammétriques (Lahousse et Pierre, 2003b ; Costa et al., 2004 ; Dornbusch et al., 2008b ; Letortu, 2013), les levés laser terrestre ou aérien (Dewez et al., 2013), ou encore les données issues de la datation au 10Be de la plateforme d’érosion marine (Regard et al., 2012). Cependant, les marges d’erreur inhérentes à la précision des documents utilisés, aux méthodes et techniques choisies pour quantifier les évolutions, ou encore aux divers pas de temps d’analyse, font que les résultats sont parfois difficilement comparables, voire discutables.
2Cet article a pour but de contribuer à la quantification des vitesses et des modalités de recul des falaises crayeuses. L’objectif de ce travail est double. Dans un premier temps, il s’agit de présenter la méthode préconisée pour la quantification de l’ablation à partir des données photogrammétriques de 1966 et 1995 (Costa, 2000), et de l’orthophotographie 2008 (BD Ortho® IGN). Dans un second temps, l’étude des modalités du recul des falaises (fréquence, intensité et répartition spatiale) s’appuie sur des marqueurs géomorphologiques observables 1) sur les photographies aériennes verticales et 2) sur le recensement hebdomadaire (2002-2009) de tous les éboulements/écroulements sur près de 37,5 km de côte (réalisé en collaboration avec le Service Littoral de l’association ESTRAN). Ce travail propose des éléments de réponse quant au rapport fréquence/intensité des phénomènes observés, mais également sur d’éventuelles augmentations des vitesses d’évolution.
3Les falaises haut-normandes, d’une altitude moyenne de 60 à 70 m, s’étendent sur 100 km du cap d’Antifer au sud-ouest, jusqu’au Tréport au nord-est (Seine-Maritime). À leur pied se développe une plateforme d’érosion marine (de 150 à 350 m de largeur), masquée, en haut de plage, par un mince cordon de galets de silex. Les abrupts crayeux sont entrecoupés par de nombreuses vallées drainées ou sèches perpendiculaires au rivage, protégées à leur débouché par un cordon de galets souvent large (30 m à 100 m de largeur) en raison de la présence d’épis ou de jetées portuaires.
4Situées à la terminaison nord-occidentale du Bassin parisien sédimentaire et au contact avec la Manche, les falaises cauchoises sont constituées de craies, datées du Crétacé supérieur (Mégnien et Mégnien, 1980 ; Pomerol et al., 1987). Sur ce bâti fortement karstifié (Rodet, 1991) reposent des formations résiduelles à silex et des lœss du Quaternaire (Lautridou, 1985). Les principales déformations tectoniques, de direction NO-SE, ont porté à l’affleurement divers étages géologiques du Crétacé supérieur (fig. 1).
Fig. 1 – Schéma structural et lithostratigraphie simplifié haut-normand.
Fig. 1 – Simplified structural map and lithostratigraphy characteristics in Upper Normandy.
D’après Mégnien et Mégnien, 1980 in Costa, 1997 ; Laignel, 1997.
From Megnien et Megnien, 1980 in Costa, 1997; Laignel, 1997.
5Les différents étages de craies possèdent de légères variations de faciès et des discontinuités sédimentaires de détail qui engendrent quelques subtils contrastes de résistance (Juignet et Breton, 1992 ; Laignel, 1997). Du plus ancien au plus récent, nous retrouvons les craies du Cénomanien, qui affleurent sur quelques mètres à la base des falaises du cap d’Antifer et d’Étretat, ainsi qu’à l’est de Fécamp. Ces dernières sont hétérogènes, parfois riches en éléments détritiques (argiles et quartz) et peuvent être glauconieuses ou noduleuses. Le Turonien est l’étage sus-jacent. Il est constitué de craies argileuses, grisâtres à blanchâtres, avec des bancs noduleux fréquents, et peu ou pas de silex. Cet étage affleure du cap d’Antifer à Étretat, de Fécamp à Életot, et de Puys (est de Dieppe) au Tréport. Il atteint son extension maximale à Penly au droit de l’anticlinal de Berneval-Londinières. Le Turonien est surmonté par la craie du Coniacien, qui affleure entre le cap d’Antifer et Saint-Valéry-en-Caux, ainsi qu’entre Dieppe et Le Tréport. L’étage sus-jacent du Santonien, apparaît dans la partie centrale du secteur étudié entre Saint-Valéry-en-Caux et Puys. Enfin, la craie du Campanien, la plus récente, est peu présente et ne se retrouve qu’entre Quiberville et Pourville-sur-Mer (Hautot-sur-Mer). Au regard d’études géotechniques, ces dernières (Santonien et Campanien), semblent plus favorables à la météorisation que les autres étages du Crétacé supérieur (Laignel, 1997). Au-dessus de ces assises crayeuses, une couverture de sédiments argileux et sableux d’environ 10 à 30 m d’épaisseur, d’âge paléogène (Bignot, 1962), se substitue à l’habituelle formation résiduelle à silex (Laignel, 1997 ; Costa et al., 2006), notamment au cap d’Ailly et à Sotteville-sur-Mer.
6La dynamique régressive des falaises de Haute-Normandie se traduit par des mouvements de masse instantanés, affectant tout ou partie de l’abrupt (éboulement/écroulement), ou des phénomènes d’éboulisation discontinue (essentiellement due à la cryoclastie). Le terme « écroulement » désigne le détachement d'un panneau de craie sans basculement, et « éboulement » lorsque la chute se prolonge par un déplacement roulant après l'impact (Hénaff et al., 2002). Au pied de ces abrupts se développent de fins cordons de galets (quelques mètres d’épaisseur tout au plus). Le cheminement et la répartition de ces derniers sont perturbés par les mouvements de masse et les jetées, qui constituent des obstacles au transit des galets. Leur absence ou leur faiblesse en pied de falaise sont susceptibles de modifier l’efficacité des actions marines, et par conséquent, les vitesses et les modalités du recul.
7Au préalable de toute étude diachronique d’un rivage, la question du choix de la ligne de référence se pose. Elle doit être lisible sur tous les documents utilisés. Pour les côtes à falaises, l’indicateur morphologique de référence est, selon les sites et les auteurs, le pied ou le haut de falaise (May et Heeps, 1985 ; Costa, 1997, 2000 ; Lim et al., 2005 ; Pierre et Lahousse, 2006 ; Young et al., 2009). Le haut de falaise est fréquemment retenu car il est plus facilement observable sur les clichés verticaux. Pour ce travail, le haut de « l’abrupt crayeux » sera donc notre référentiel.
8L’utilisation des cadastres napoléoniens (d’échelle 1/1 000 à 1/2 500), dont les plus anciens remontent aux années 1820, permettraient d’obtenir un intervalle de temps important et donc plus représentatif. Cependant, les marges d’erreur de positionnement du haut de la falaise sont inconnues. Les photographies aériennes verticales de l’IGN, quant à elles, constituent une source de données plus fiable mais en l’absence de toute rectification, les perturbations géométriques sont nombreuses induisant des marges d’erreur plurimétriques (Moore, 2000 ; Robin, 2002). Deux procédures permettent de réduire ces marges d’erreur : l’orthorectification et le géoréférencement. Testées sur tout ou partie des missions aériennes de l’IGN disponibles entre 1939 et 1995, l’imprécision reste forte (au maximum de ± 6 m) et la comparaison de longs linéaires côtiers de falaise, même à recul rapide, reste illusoire (Costa et al., 2004 ; Letortu, 2013).
9L’établissement d’un levé photogrammétrique par voie numérique a connu une utilisation croissante au début des années 2000 et constitue des documents fiables (Overton et al., 1996 ; Costa, 2000 ; Moore, 2000 ; Lahousse et Pierre, 2003a et b ; Zviely et Klein, 2004). Pour le littoral haut-normand, nous disposons de données photogrammétriques réalisées à partir des missions IGN qui le permettaient, à savoir 1966 et 1995 (Costa, 2000). Cette méthode fournit des résultats d’une grande précision pour la cartographie du « trait de côte » (± 0,40 m), mais également, des données numériques, géoréférencées et homogènes. Dans ce présent article, la représentativité temporelle de l’analyse du recul des falaises a été améliorée par l’intégration de l’orthophotographie de l’IGN (2008), dont la marge d’erreur du positionnement du haut de falaise est estimée à ± 1 m (Letortu, 2013). Au-delà d’une représentativité temporelle plus grande, cette nouvelle couche d’information permet de proposer une première approche diachronique (1966-1995-2008) et donc d’apporter des éléments de réponse quant à une éventuelle évolution des vitesses de recul.
10Pour garantir une plus grande homogénéité, la digitalisation manuelle du haut de falaise a été réalisée sur le même ordinateur, par le même opérateur, et en suivant une grille de photo-interprétation lors de la digitalisation.
11Deux méthodes principales sont communément proposées pour quantifier le recul des côtes. La première, appelée « approche de la ligne de base » ou « approche des transects » a été préconisée par de nombreux auteurs (Dolan et al., 1978 ; Faye et al., 2012 ; Foyle et Naber, 2012). Cette dernière est souvent utilisée en raison de l’existence d’un module de mesure automatique DSAS (Thieler et al., 2005), qui simplifie la quantification des vitesses. Il s’agit ici de mesurer la longueur de transects joignant les traits de côtes de dates différentes à partir d’une ligne de base sensiblement parallèle au référentiel le plus récent. La méthodologie adoptée peut se décomposer en trois étapes. La première a pour but de créer une « ligne de base ». Pour ce faire, le trait de côte de 2008 est dédoublé et situé 1 m en arrière vers les terres. La seconde étape consiste à générer des transects perpendiculaires à la ligne de base, espacés de 50 m. La dernière étape vise à calculer la mobilité du trait de côte pour chaque transect, et pour chaque date. Or, il s’agit d’une mesure ponctuelle, notamment de la longueur d’un transect entre deux traits de côte qui n’évoluent, à grande échelle, que rarement parallèlement. Cette mesure ponctuelle est finalement peu représentative de l’évolution du haut de falaise, souvent affecté par de grands mouvements de masse. C’est la raison pour laquelle nous proposons une seconde méthode : « l’approche fondée sur l’aire, qui mesure, de manière continue, le recul en haut de falaise en quantifiant les aires perdues entre deux dates. Conceptuellement, les lignes de référence (traits de côte à deux dates) sont intersectées (ou sectionnées) par des segments de droite disposés tous les 50 m et perpendiculairement au trait de côte le plus récent (Costa, 2000 ; Robin, 2002). La valeur de recul est obtenue en divisant ces aires (ou polygones) par le linéaire étudié et l’intervalle de temps entre les deux positions du haut de falaise (fig. 2).
Fig. 2 – Méthodes de calcul du recul des falaises.
Fig. 2 – Methods of cliff retreat measurements.
12Au-delà des vitesses de recul, il est également fondamental de comprendre la répartition spatiale de la fréquence et de l’intensité des mouvements gravitaires. Pour ce faire, les éboulements/écroulements visibles sur les photographies aériennes de l’IGN ont donc été comptabilisés. Cet inventaire présente l’avantage de fournir des informations sur (1) une éventuelle évolution, dans le temps et l’espace, de l’intensité et/ou de la fréquence de ces événements (via l’établissement du nombre d’éboulements/écroulements par mission aérienne), (2) le recul médian ou maximum par éboulement/écroulement et par secteur.
13Ce travail de recensement est fondé sur la cartographie (au 1/2 000) des zones de départ des mouvements de masse observés sur les missions aériennes de l’IGN préalablement géoréférencées (de 1939 à 1995), et sur les orthophotographies de 2000 et 2008.
14Par conséquent, 17 missions ont été utilisées entre 1939 et 2008 (soit 69 ans d’évolution). L’une des difficultés rencontrées réside dans l’absence de continuité spatiale dans les séries photographiques utilisées. Ainsi, des secteurs sont régulièrement couverts, d’autres comme Saint-Valéry-en-Caux/Quiberville le sont très peu (uniquement par les orthophotographies de 2000 et 2008) (fig. 3).
Fig. 3 – Séries de photographies aériennes verticales disponibles (IGN) sur le secteur d’étude.
Fig. 3 – Available aerial photographs (IGN) for the study area.
15De plus, l’échelle d’observation peut faire manquer les petits éboulements/écroulements.
16Face à cette difficulté, nous avons fait appel à une autre méthode plus précise spatialement mais sur un linéaire côtier et un laps de temps plus restreints (environ 37,5 km de 2002 à 2009). Il s’agit d’un levé hebdomadaire de tous les éboulements/écroulements (quel que soit leur volume) entre Veules-les-Roses et Le Tréport, réalisé par le Service Littoral de l’association ESTRAN. Il s’agit de relever précisément le lieu, la date et les mensurations de la zone de dépôt de l’éboulement/écroulement observé. Au total, 331 événements ont été recensés, allant de 1 à 236 000 m3. Ceux de faible volume (0-200 m3) représentent 40 % de la population totale mais seulement 1 % du volume de débris produit (Letortu, 2013).
17La quantification des aires perdues en haut de falaise entre deux états connus est plus pertinente. En effet, au regard des travaux existants, il s’avère que le calcul en un point (approche de la ligne de base ou des transects) aboutit à de fortes surestimations/sous-estimations de la mesure car les traits de côte évoluent rarement de façon perpendiculaire au transect généré.
18La méthode fondée sur l’aire, du cap d’Antifer au Tréport, entre 1966 et 2008, est plus cohérente avec les observations de terrain. Ainsi, le recul moyen du haut de falaise « abrupt crayeux » est de l’ordre de 0,15 m/an (± 0,03 m/an) contre 0,21 m/an établi par S. Costa (2000). Cette valeur moyenne masque une grande variabilité spatiale, et ce, à diverses échelles.
19À l’échelle des cellules hydro-sédimentaires, il est possible de reconnaître deux sections aux vitesses d’évolution contrastées (marge d’erreur ± 0,03 m/an) : (1) un secteur au recul faible (0,09 à 0,10 m/an) du cap d’Antifer à Fécamp et un modéré (0,12 à 0,18 m/an) de Fécamp à Saint-Valéry-en-Caux, puis de Dieppe au Tréport ; (2) un secteur au recul fort (0,23 m/an) entre Saint-Valéry-en-Caux et Dieppe. Cette répartition spatiale des vitesses de recul rappelle celle évoquée par S. Costa (1997) et S. Costa et al. (2004), avec comme explication principale, une relation avec la lithologie régionale. Ainsi, dans les secteurs où affleurent les craies du Santonien et du Campanien (Saint-Valéry-en-Caux/Dieppe), les vitesses de recul sont les plus fortes, alors que là où affleurent le Turonien et la base du Coniacien (Étretat/Saint-Valéry-en-Caux et Dieppe/Le Tréport), l’ablation est plus modérée. Il en est de même pour le secteur Antifer/Étretat, dont les reculs très faibles sont également probablement liés à l’existence de hard-grounds massifs, de nombreux lits de silex dans les craies et à l’affleurement du Cénomanien à la base des falaises (fig. 4).
Fig. 4 – Vitesses de recul entre le cap d’Antifer et Le Tréport (1966-2008) et relation avec la lithologie.
Fig. 4 – Retreat rates from Antifer cape to Le Treport (1966-2008) linked to lithology characteristics.
20Afin d’affiner cette lithodépendance, nous avons tenté de corréler la répartition spatiale des vitesses de retrait avec le découpage lithostratigraphique événementiel, établi par B. Pomerol et al. (1987). Cette approche n’apporte aucune nouvelle information (fig. 4).
21À grande échelle (tous les 50 m), les vitesses de recul de la falaise présentent une variabilité spatiale encore plus importante avec une accentuation systématique de ces dernières en aval-dérive immédiat des obstacles au transit des galets (fig. 5).
Fig. 5 – Impacts des obstacles sur les vitesses de recul des falaises haut-normandes (1966-2008), établies tous les 50 m.
Fig. 5 – Impacts of obstacles on retreat rates for coastal chalk cliffs in Upper Normandy (1966-2008), calculated every 50 m.
22Sur environ 400 m après l’obstacle (jetées portuaires et de centrales EDF, épis majeurs, éboulements/écroulements majeurs tels que celui du « Chien Neuf » à Senneville-sur-Fécamp), les vitesses de recul sont trois à quatre fois supérieures à celles mesurées avant l’obstacle. Ces phénomènes observés sur la période 1966-1995 (Costa et al., 2004), perdurent, voire s’accentuent sur la période plus récente, 1995-2008. De plus, cette augmentation du retrait est proportionnelle à la date d’apparition de l’obstacle et semble progresser dans le sens de la dérive littorale telle une onde. L’existence de ces obstacles, qui perturbent le transit des galets semble exacerber localement l’efficacité des actions marines au pied de falaise. Cet état de fait perturbe également la sectorisation des vitesses de recul à l’échelle de la Seine-Maritime, qui semble en relation avec les caractéristiques lithologiques régionales. Ainsi, même dans les craies du Turonien, qui sont moins favorables à la météorisation, l’absence de galets en aval-dérive des obstacles majeurs, induit un fort accroissement des vitesses d’ablation.
23Cinq cent quatre-vingt-dix-neuf éboulements/écroulements ont été observés sur les diverses missions de photographies aériennes de l’IGN, entre Étretat et Le Tréport (1939-2008). Ces événements recensés sont spatialement inégalement répartis. La figure 6 présente la densité des phénomènes recensés par km linéaire (lissage par la méthode des noyaux qui calcule le nombre d’éboulements/écroulements dans un cercle ; Letortu, 2013).
Fig. 6 – Densité (lissage par la méthode des noyaux) du nombre d’éboulements/écroulements recensés (par km linéaire) entre Étretat et Le Tréport (1939-2008).
Fig. 6 – Density (kernel) of falls number censed (per linear km) from Etretat to Le Treport (1939-2008).
24Elle fait apparaître des espaces marqués par une forte densité (jusqu’à 19 éboulements/écroulements par km linéaire entre 1939 et 2008), entre Senneville-Fécamp et Veulettes-sur-mer, entre le cap d’Ailly et Dieppe, entre Dieppe et Belleville-sur-Mer, puis au nord de Penly. À l’exception de Saint-Valéry-en-Caux, où le nombre de missions disponibles est très faible, la fréquence des éboulements/écroulements est une fois de plus particulièrement importante en aval-dérive d’obstacles au transit des galets (fig. 6). Ainsi, nous observons une augmentation locale des vitesses, 3 à 4 fois supérieures à celles observées en amont-dérive. Cela corrobore les résultats obtenus entre 1966, 1995 et 2008, par la méthode fondée sur l’aire.
25Ce recensement des 599 éboulements/écroulements permet de s’interroger sur l’existence d’une répartition spatiale de l’ampleur des départs de matériaux en haut de falaise, mais également sur une possible évolution dans le temps de la fréquence de ces mouvements de masse.
26Ce travail met en évidence que ces événements sont particulièrement importants sur les sections côtières de Fécamp/Életot (l’aire médiane des éboulements/écroulements en haut de falaise est de 675 m² et le maximum peut atteindre 5 800 m²), de Dieppe/Criel-sur-Mer (l’aire médiane est de l’ordre de 250 m² et le maximum peut atteindre 1 800 m²). En revanche, entre Quiberville/ Dieppe, les surfaces de départ sont encore plus faibles (médianes de 200 m² et le maximum atteignant 1 500 m² ; fig. 7).
Fig. 7 – Aire des éboulements/écroulements observés entre Étretat et Le Tréport (1939- 2008).
Fig. 7 – Area of observed falls from Etretat to Le Treport (1939-2008).
27S’agissant du nombre d’éboulements/écroulements, aucune tendance significative n’apparaît entre 1947 et 2000. En revanche, depuis 2000, cette fréquence est beaucoup plus importante, notamment en 2008. Peut-être devons-nous voir dans ce résultat l’influence de la meilleure qualité des orthophotographies de 2000 et 2008 qui permettent d’identifier plus de mouvements de masse (en particulier les petits). Cependant, durant l’automne 2012 et l’hiver 2013, un nombre important de mouvements de masse de grande ampleur a été observé ayant des conséquences importantes sur les populations côtières (fermeture de la rue Chewington à Criel-sur-Mer, de la route de Pourville à Dieppe). Nous pensons que ce temps fort de la morphogénèse fait plus appel à la variabilité qu’à une tendance à long terme.
28L’analyse conjointe des vitesses et des modalités du recul des falaises fait apparaître au moins deux secteurs aux dynamiques distinctes. Ainsi, comme il a été évoqué précédemment, le premier secteur se caractérise par des vitesses de recul faibles à modérées mais les éboulements/écroulements y sont massifs (aires de départ pouvant atteindre 5 800 m² à Fécamp/Életot et Dieppe/Criel-sur-Mer, avec un recul moyen par événement de 9 à 10 m). Le second secteur (Saint-Valéry-en-Caux/Dieppe) est affecté par des vitesses de recul plus importantes. Cela est en lien avec une plus grande fréquence d’éboulements/écroulements de dimensions plus réduites (aire de départ maximale de 1 500 m² entre Quiberville et Dieppe, et un recul moyen de 7,5 m). Là encore, cette répartition spatiale des dynamiques est probablement à mettre en relation avec les caractéristiques morphostructurales du littoral haut-normand (Costa, 1997 ; Costa et al., 2004). Ainsi, la section côtière Saint-Valéry-en-Caux/Dieppe (secteur au recul rapide mais avec des événements fréquents et peu intenses) se situe dans l’axe de la gouttière normande se prolongeant par le synclinal de Varengeville et la retombée péri-anticlinale de la boutonnière du Bray. Cela induit, d’une part, une hauteur réduite des falaises qui permet une évacuation rapide des mouvements de masse et donc la réactivation rapide de l’instabilité des abrupts, et d’autre part, l’affleurement des craies santoniennes et campaniennes que les essais géotechniques qualifient de peu résistantes (Laignel, 1997).
29Le recensement de terrain, réalisé de façon hebdomadaire en collaboration avec l’association ESTRAN entre Veules et Le Tréport (2002-2009), a permis de répertorier 331 éboulements/écroulements. Cet inventaire autorise des traitements statistiques visant à déterminer l’occurrence des éboulements/écroulements. Ce type d’analyses a depuis longtemps montré les relations entre la magnitude et la fréquence des ruptures pour les versants rocheux quasi-verticaux. Différentes lois de distribution sont évoquées dans la littérature scientifique pour s’ajuster aux données de fréquence en fonction des volumes : loi de puissance, de Gumbel, exponentielle (Dussauge et al., 2002).
30Les calculs des fréquences d’occurrence et des périodes de retour portent sur des éboulements/écroulements d’au moins 1 000 m3. En effet, ces derniers affectent des pans entiers de falaise et ne relèvent pas d’une éboulisation localisée s’accompagnant de réajustements du profil de falaise après un éboulement/écroulement majeur. La période de retour des éboulements/écroulements s’avère beaucoup plus rapide entre Sainte-Marguerite-sur-Mer et Varengeville-sur-Mer avec une durée de retour d’un éboulement/écroulement d’au moins 1 000 m3 par kilomètre linéaire tous les 6 mois, contre 2,5 ans entre Pourville-sur-Mer et Bracquemont, et 3 ans entre Veules-les-Roses et Le Tréport (fig. 8).
Fig. 8 – Ajustement à la loi de puissance des éboulements/écroulements recensés entre 2002 et 2009.
Fig. 8 – Fitting to power law of censed falls between 2002 and 2009.
31Cependant, il convient de préciser que cette période de retour ne correspond pas à l’intervalle de temps entre deux éboulements/écroulements s’effectuant au même endroit, que certains auteurs comme Evrard et Sinelle (1980) appellent malencontreusement « cycle d’évolution des falaises ».
32Concernant le rythme de recul, nous espérions, à partir du recensement des éboulements/écroulements visibles sur les missions aériennes de l’IGN, identifier des secteurs affectés par une évolution complète du recul des falaises (recul d’un pan entier de falaise, déblaiement, météorisation de l’abrupt, puis, au même endroit, un second recul de pan entier). Les résultats sont peu cohérents car les éboulements/écroulements observés au même endroit sur les photographies de l’IGN relèvent de la chance, notamment pour les petits volumes souvent évacués entre deux missions aériennes. Cependant, pour le secteur de Mesnil-Val, Dewez et al. (2013) évoquent un rythme très court. En effet, un éboulement/écroulement majeur (ayant engendré un recul de 10 m en haut de falaise) a été précédé, quatre ans auparavant, par l’éboulement/écroulement d’un pan entier de falaise. Cette rapidité s’explique, en partie, par le fait que la section étudiée par les auteurs (700 m) se localise juste à l’aval-dérive de l’épi majeur de Criel-sur-Mer et de Mesnil-Val, à savoir un espace dénué de galets et donc sous l’action des agents marins ici très efficace.
33Le suivi hebdomadaire de l’association ESTRAN montre également que le rythme d’évolution est assez rapide au cap d’Ailly. Ainsi, au regard des quelques cas observés entre 2002 et 2009, la période de retour se situe autour de 7 ans. Cependant, ces trois dernières années (2011 à 2013), les cas d’éboulements/écroulements successifs que nous avons observés ramènent l’occurrence autour de 5 ans. Enfin, nous avons observé un cas pour lequel trois éboulements/écroulements de pan entier de falaise se sont opérés, au même endroit, et ce, à un an d’intervalle. Le cap d’Ailly est donc un secteur où l’évacuation des éboulements/écroulements est rapide, tout comme la météorisation de la paroi.
34Il est communément admis que les falaises crayeuses de Haute-Normandie sont affectées par un recul rapide qui se fait par à-coups et sur des pas de temps longs. Les méthodes utilisées dans ce travail ont donc pour objectif d’apporter des éléments quantitatifs, notamment sur les vitesses, les modalités, voire les rythmes de recul.
35Parmi les principaux résultats, notamment méthodologiques, il s’avère que pour les côtes rocheuses, la méthode de mesure du retrait fondée sur l’aire (surface perdue en haut de l’abrupt crayeux) semble la plus adaptée. Ainsi, entre 1966 et 2008, le littoral haut-normand a connu un recul moyen de 0,15 m/an (± 0,03 m/an). Cette valeur moyenne est peu représentative puisqu’il existe une très grande variabilité spatiale des vitesses de retrait, notamment à grande échelle (tous les 50 m) allant de quelques cm à 80 cm/an. La répartition spatiale de ces vitesses semble correspondre aux caractéristiques lithologiques régionales. Le recul est faible à modéré (de 0,09 à 0,18 m/an) entre Antifer/Paluel et Dieppe/Le Tréport, où affleurent les craies plus résistantes de la base du Coniacien, du Turonien, voire du Cénomanien. Le second secteur est caractérisé par un recul plus important (0,23 m/an), entre Saint-Valéry-en-Caux et Dieppe, où affleurent le Santonien et le Campanien. Cette répartition spatiale des vitesses de recul peut localement être perturbée par des obstacles au transit des galets. Ainsi, à l’aval-dérive immédiat de ces derniers (jetées portuaires, notamment), les vitesses moyennes peuvent être multipliées par 3 ou 4. L’étude conjointe des vitesses de retrait et des caractéristiques morphologiques des éboulements/écroulements (zone de départ) à partir des photographies aériennes de l’IGN apporte une plus-value à ces conclusions. Les secteurs affectés par un recul important sont caractérisés par des éboulements/écroulements fréquents et peu volumineux, alors que ceux affectés par un recul faible sont caractérisés par des éboulements/écroulements volumineux et rares. S’agissant des rythmes d’évolution des falaises, ils sont difficilement identifiables à partir des photographies aériennes verticales de l’IGN. En revanche, le suivi de terrain montre que dans les secteurs à recul rapide, les rythmes (entre deux mouvements de pan entiers de falaise s’effectuant au même endroit) sont de l’ordre de 5 à 7 ans au cap d’Ailly. Ces résultats peuvent être nettement améliorés dès qu’il sera possible d’augmenter l’intervalle de temps et la fréquence d’analyse, et ce, avec des données haute résolution (levés LIDAR aéroporté, terrestre ou embarqué). Cette précision permettra de prendre en compte les petits éboulements/écroulements, évacués en quelques marées, qui représentent près de 11 % du recul total sur les côtes crayeuses du Sussex (May et Heeps, 1985). Par ailleurs, à propos des facteurs explicatifs de la répartition spatiale des vitesses de recul, au-delà de la lithodépendance, il conviendra désormais de prendre en considération les facteurs internes prédisposants tels que la fracturation de la craie. Ce facteur, non considéré dans ce travail, détermine probablement la résistance des divers étages de craie et les caractéristiques morphologiques (et donc le volume) des éboulements/écroulements.
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