1Située sur la côte du Pas-de-Calais, aux confins de la Manche et de la mer du Nord, la baie de Wissant, qui abrite une petite station balnéaire depuis le xixe siècle, est un site reconnu pour sa richesse paysagère. Le littoral de la baie de Wissant est constitué d’une large plage sableuse bordée par des dunes côtières d’édification récente, tout comme la plupart des littoraux meubles de la région Nord-Pas-de-Calais (Munot et Gilot, 1977 ; Fauchois, 1998 ; Battiau-Queney et al., 2000). L’estran se prolonge vers le large par une avant-côte en pente douce, puis par des bancs sableux pré-littoraux. Le littoral de la baie de Wissant connaît une très forte érosion depuis plusieurs décennies. Le recul de la ligne de rivage est l’un des plus rapides en France, ce qui explique la grande inquiétude des autorités locales. L’érosion de la baie a été largement décrite par plusieurs auteurs (Clabaut et Chamley, 1986 ; Pinte, 1987 ; Fauchois, 1998 ; Sipka, 1994) qui ont formulé un certain nombre d’hypothèses pour expliquer les causes de ce phénomène. Il a ainsi été suggéré que les variations morphologiques des fonds à l’avant-côte, et plus particulièrement de la morphologie d’un banc pré-littoral, auraient affecté les transits sédimentaires côtiers, ce qui aurait eu des répercussions sur l’évolution du trait de côte.
2L’objet de cet article est, d’une part, de préciser les rythmes d’évolution du rivage en baie de Wissant par l’analyse diachronique des photographies aériennes verticales depuis 1949 et, d’autre part, d’étudier l’évolution morphologique des petits-fonds à l’aide de données bathymétriques couvrant la période 1911 à 2002, afin d’apprécier les changements morphologiques qui ont affecté l’ensemble du profil côtier incluant la zone pré-littorale.
3Encadrée par le cap Gris Nez à l’ouest et le cap Blanc Nez à l’est, la baie de Wissant s’étend sur environ dix kilomètres le longueur (fig. 1). Outre la digue promenade du village de Wissant, la baie de Wissant est bordée par un étroit cordon dunaire (250-300 m de large) découpé en plusieurs massifs. D’ouest en est, les dunes de la Baraque Fricot, du Châtelet et d’Aval (fig. 1) présentent des signes évidents d’érosion depuis au moins 1980 (Fauchois, 1998). La présence commune sur le front dunaire de végétation d’arrière dune comme l’argousier témoigne de l’érosion qui affecte ces formes d’accumulation. On observe également de profondes brèches qui entaillent les dunes littorales et des falaises dunaires dépassant souvent deux mètres de hauteur. En outre, plusieurs blockhaus datant de la Seconde Guerre mondiale, autrefois cachés dans les dunes, se retrouvent aujourd’hui sur la plage. Au village de Wissant, les affouillements du bas de digue ont entraîné sa destruction partielle en 1999 avant sa reconstruction dans l’urgence (Paxion et Cohen, 2001). Dans le secteur de la dune d’Amont à l’est de Wissant (fig. 1), la morphologie dunaire est différente de celle qui prévaut dans la partie ouest de la baie. La morphologie des dunes littorales dans ce secteur révèle en effet une plus grande stabilité du trait de côte, comme l’atteste la présence de dunes embryonnaires et d’une dune bordière qui n’est pas touchée par l’érosion marine.
Fig. 1 – Localisation du site d'étude (les isobathes correspondent à la bathymétrie de 2002 ; fond de carte de la partie terrestre, modifié d’après Messence et Cohen, 2002).
Fig. 1 – Location of the study area (depth contours correspond to the 2002 bathymetry ; terrestrial part of the map, modified after Messence and Cohen, 2002).
1 : dunes littorales ; 2 : falaises dunaires ; 3 : brèche ou sifflevent ; 4 : cordon de galets ; 5 : falaises rocheuses ; 6 : affleurement de tourbe ; 7 : blockhaus ; 8 : digue ; 9 : zone urbanisée ; 10 : localisation approximative du banc à la Ligne.
1 : coastal dunes ; 2 : dune scarps ; 3 : breach or blowout ; 4 : gravel ridge ; 5 : rock cliffs ; 6 : peat outcrop ; 7 : blockhouse ; 8 : seawall ; 9 : urban area ; 10 : approximate location of the banc à la Ligne.
4L’estran, large d’environ 800 m à marée basse de vive-eau, est soumis à un régime de type macrotidal, le marnage moyen à Wissant étant de 5,84 m et de 8,15 m en vive-eau (SHOM, 2004). Face aux dunes érodées, des bancs de tourbes holocènes (Mortier et Boels, 1982), sous-jacents au sable, affleurent sur de larges surfaces, ce qui témoigne à la fois du recul du rivage et d’un abaissement de l’estran. Ce constat est identique face à la digue de Wissant, régulièrement submergée par les vagues lors des marées hautes de vive-eau. L’estran se prolonge en mer par une avant-plage en pente douce, également sableuse, qui forme une petite cuvette n’excédant pas dix mètres de profondeur (par rapport au zéro hydrographique) entre la côte et le banc À la Ligne (fig. 1). Partiellement ancré au cap Gris Nez, le banc À la Ligne, long de 3,5 km et large de 500 m, s’étend vers le nord-est en s’éloignant du rivage jusqu’à une distance d’environ deux kilomètres au large de Wissant. La morphologie de ce banc et sa position par rapport au rivage l’apparentent à une accumulation sous-marine de type banner bank (Dyer et Huntley, 1999).
5Située dans le détroit du Pas de Calais, la baie de Wissant n’est séparée que d’une trentaine de kilomètres des côtes britanniques. En raison du resserrement des côtes françaises et anglaises et d’un marnage macrotidal, les courants de surface peuvent dépasser 2 m/s en période de vive-eau. En baie de Wissant, au pied du banc À la Ligne, la vitesse des courants de marée à un mètre du fond atteint 1,2 m/s lors de telles conditions de marée (Augris et al., 1990). La marée, d’une période semi-diurne, est responsable d’une double alternance quotidienne des courants le long de la côte dont la dissymétrie en faveur du flot, tant du point de vue de la durée que de la vitesse, a été abondamment documentée (Augris et al., 1990 ; Vicaire, 1991). La dominance du courant de flot, qui s’écoule de la Manche vers la mer du Nord dans la zone côtière, induit un transport sédimentaire résiduel vers le nord-est (Dewez et al., 1989 ; Anthony, 2002). Les houles constituent un autre agent pouvant avoir des effets significatifs sur la dynamique morpho-sédimentaire côtière. Les houles dominantes au large proviennent du sud-ouest en raison de la prépondérance des vents de cette direction, mais, suite à leur réfraction, elles abordent le rivage avec une direction NNW. La plupart des houles ont des périodes comprises entre 5 et 7 s et une hauteur au large de moins de 1,2 m (Clique et Lepetit, 1986). Bien que peu fréquentes, des houles longues de plus de 12 s de période et de hauteurs supérieures à 5 m peuvent être observées. Les hauteurs de vagues à la côte sont cependant largement inférieures en raison de la dissipation de leur énergie lors de leur propagation au-dessus des nombreux bancs qui parsèment les fonds de la Manche. Leur action sur les littoraux meubles, et en particulier sur les fronts dunaires, est cependant loin d’être négligeable lorsque des surcotes se produisent à marée haute, ce phénomène pouvant causer une hausse du niveau d’eau de 1,5 m au-dessus du niveau de marée prédit (Ruz et Meur-Férec, 2004).
6L’analyse de l’évolution du trait de côte de la baie de Wissant a été réalisée en superposant les photographies aériennes verticales de l’IGN de 1949 (1/25 000), 1977 (1/20 000) et 2000 (1/25 000). Le choix des dates des différentes campagnes photographiques a été dicté par les dates des levés bathymétriques disponibles afin d’analyser les variations du trait de côte pendant des périodes similaires. Bien que les photographies aériennes constituent des documents relativement bien adaptés pour étudier l’évolution du trait de côte et souvent utilisées à cet effet (Smith et Zarillo, 1989 ; Suanez et Simon, 1997 ; Durand, 1998), elles présentent néanmoins de nombreuses déformations géométriques (Thieler et Danforth, 1994). Ces déformations peuvent être responsables d’erreurs de plusieurs dizaines de mètres entre la photographie et la réalité.
7Les clichés utilisés pour ce travail ont subi une rectification géométrique à l’aide du logiciel de traitement d’image ER-Mapper® afin de limiter les déformations inhérentes à la prise de vue et au développement. Les photographies aériennes de 1949 et de 1977 ont été géoréférencées et rectifiées (rectification polynomiale de 3e ordre) à partir d’un orthophotoplan couleur de la zone d’étude datant de l’année 2000. Après rectification, le pied de dune, retenu comme limite du trait de côte, a été identifié et cartographié sur l’ensemble des images. La couleur monochrome de la photographie limite le repérage du trait de côte, notamment lorsque l’on doit repérer la limite entre l’estran et une dune vive, la couleur étant blanche sur l’image dans les deux cas (Leatherman, 1983). Le recours à la stéréoscopie sur les clichés originaux, aux cartes postales anciennes quand elles existent (Paxion et Cohen, 2001) et aux témoignages historiques peut aider à repérer la bonne position du trait de côte. Compte tenu des différentes sources d’erreurs possibles, la marge d’erreur associée à la délimitation du trait de côte sur les photographies aériennes rectifiées a été estimée à ± 9,5 m. Cette marge d’erreur correspond à la précision de l’orthophotoplan infrarouge (± 3 m), au repérage des amers sur la photographie aérienne (± 2 m), au repérage du trait de côte tel que mesuré au niveau de la digue de Wissant (± 3 m), et à l’erreur résiduelle calculée par le logiciel pour l’ensemble des amers (< ± 1,5 m). L’erreur maximale possible s’élève ainsi à ± 19 m si l’on veut comparer la position du trait de côte à deux dates différentes.
8Les mesures d’évolution de la position du trait de côte ont été effectuées tous les cent mètres environ le long du rivage, au niveau de 41 transects couvrant l’ensemble des massifs dunaires (fig. 2). Pour chacun des transects, la mesure de l’avancée ou du recul du trait de côte a permis d’évaluer les rythmes d’évolution de la ligne de rivage pour chacune des périodes considérées. Bien que la rectification des photographies aériennes ne permette pas d’éliminer entièrement les déformations géométriques des clichés, les rythmes d’évolution du rivage mesurés sont dans la grande majorité des cas largement supérieurs à la marge d’erreur qui est de l’ordre de ± 0,68 m/an pour les deux périodes étudiées (1949-1977 et 1977-2000).
Fig. 2 – Localisation des mesures de position du trait de côte.
Fig. 2 – Location of shoreline position measurements.
9L’analyse de l’évolution des fonds marins a été réalisée à partir des minutes de bathymétrie de 1911 et de 1977 fournies par le Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (SHOM), ainsi qu’à partir des données d’une campagne de bathymétrie réalisée par les Services Maritimes des Ports de Boulogne-sur-Mer et Calais en 2002. L’utilisation des minutes de bathymétrie dans l’étude de l’évolution des fonds marins permet de limiter les marges d’erreur par rapport aux cartes marines et d’établir un état des fonds exhaustif, ne serait-ce qu’en raison de la plus forte densité des points de mesure (Aernouts et Héquette, 2004). La couverture spatiale des différents levés bathymétriques utilisés est cependant variable d’une année à l’autre (fig. 3). Les levés bathymétriques de 1911 comprennent 7 224 points de sonde qui couvrent une superficie de 32 km2, ce qui représente un point de mesure tous les quarante-quatre mètres en moyenne le long des radiales de navigation. La couverture bathymétrique de 1977 est la plus étendue puisqu’elle est constituée de 14 288 points de sonde couvrant une superficie de 67 km2 (un point de sonde tous les 47 m). Les levés de 2002 comprennent 9 189 points de sonde sur une surface de 32 km2, livrant la plus forte densité de points de mesure (un point de sonde tous les 35 m).
Fig. 3 – (A) Localisation des points de sonde en baie de Wissant lors des levés de 1911, 1977 et 2002 ; (B) Bathymétrie de la Baie de Wissant en 1911, 1977 et 2002.
Fig. 3 – (A) Location of depth soundings in the Bay of Wissant for the 1911, 1977, and 2002 surveys ; (B) Bathymetry of the Bay of Wissant in 1911, 1977, and 2002.
10Ces données ont été utilisées pour réaliser, à l’aide du logiciel Surfer®, trois cartes bathymétriques représentant la morphologie des fonds de la Baie de Wissant pour chacune de ces dates (fig. 3). La superposition des différentes cartes bathymétriques produites a ensuite permis de réaliser trois cartes d’évolution mettant en évidence les zones d’abaissement et d’exhaussement des fonds marins entre deux dates, soit entre 1911 et 1977, 1977 et 2002, et entre 1911 et 2002. La base de données bathymétriques a également été utilisée pour établir six profils bathymétriques transversaux d’environ 2 000 à 4 000 m de longueur (fig. 4), approximativement perpendiculaires à la ligne de côte et atteignant -15 à -20 m au large (par rapport au zéro hydrographique). Trois profils longitudinaux d’environ 5 500 m de longueur ont aussi été réalisés afin d’apprécier les variations latérales du banc À la Ligne. Les variations volumétriques liées à l’abaissement et à l’exhaussement des fonds entre deux dates ont été calculées sur l’ensemble de la baie ainsi que par mètre linéaire le long de chaque profil bathymétrique. Par ailleurs, afin de comparer les rythmes d’évolution des fonds marins entre 1911-1977 et 1977-2002, les volumes globaux de sédiments ont été pondérés par le nombre d’années de chaque période (respectivement 66 ans et 25 ans).
Fig. 4 – Localisation des profils bathymétriques (pour la légende, voir la fig. 1).
Fig. 4 – Location of bathymetry profiles (see fig. 1 for caption).
Fig. 5 – Estimation de la marge d’erreur des données bathymétriques.
Fig. 5 – Estimation of error range of the bathymetry data.
A) et B) : exemple de détermination de l’erreur verticale maximale pouvant être induite par une erreur de positionnement sur une pente sous-marine ; C) : détermination de la marge d’erreur totale.
A) and B) : example of determination of maximum vertical error due to a positioning error on a submarine slope ; C) : determination of total error range.
11La marge d’erreur maximale des données bathymétriques a été estimée en considérant l’erreur verticale directe de mesure (± 0.7m lorsque l’on compare deux levés bathymétriques, fig. 5), ainsi que l’erreur induite par l’imprécision de positionnement du navire. L’erreur de positionnement du navire peut-être évaluée à ± l0 m, même au début du Àe siècle (Sabatier et Raivard, 2002), erreur à laquelle il faut rajouter une imprécision de ± 4 m liée à la digitalisation des minutes de bathymétrie. Les pentes maximales étant d’environ 3 % dans la zone d’étude, une marge d’erreur horizontale de l’ordre de ± 14 m se traduit par une erreur verticale maximale de ± 0,42 m sur de telles pentes (fig. 5). L’erreur verticale totale pouvant être induite par cette imprécision horizontale peut ainsi atteindre ± 0,84 m lorsque l’on intègre deux levés bathymétriques diachroniques. Cette valeur additionnée à la valeur de ± 0,7m obtenue pour l’erreur verticale directe donne une marge totale de ± 1,54 m. Une valeur de ± 1,5 m a ainsi été retenue comme seuil à partir duquel les variations mesurées de la bathymétrie peuvent être considérées comme significatives.
12L’évolution du trait de côte se caractérise par un recul quasi général dans la partie centrale de la baie de Wissant (fig. 6). Ce recul n’est cependant pas régulier, même si l’on ne considère que cette partie du rivage de la baie. Les plus forts reculs ont été enregistrés au niveau de la Dune d’Aval (fig. 1) où le front dunaire a reculé de plus de 130 m entre ces deux dates, soit plus de 4,5 m/an, atteignant même 175 m au niveau du transect 26, ce qui correspond à un rythme de plus de 6 m/an (fig. 6). Un peu plus à l’ouest dans le secteur de la dune du Châtelet (fig. 1 et fig. 2), le recul du trait de côte, bien que moins rapide, a néanmoins atteint plusieurs dizaines de mètres par endroits, ce qui représente des rythmes d’érosion du front dunaire généralement supérieurs à 1 m/an pendant cette période. Les rythmes d’érosion ont toutefois tendance à nettement diminuer vers l’ouest.
Fig. 6 – A) : évolution de la position du trait de côte en Baie de Wissant entre 1949 et 2000 ; B) : rythmes annuels d'évolution du trait de côte pour les périodes 1949-1977, 1977-2000, et 1949-2000.
Fig. 6 – A) : coastline evolution in the Bay of Wissant from 1949 to 2000 ; B) : Mean rates of coastline evolution for the periods 1949-1977, 1977-2000, and 1949-2000.
13De part et d’autre du secteur central de la baie, l’évolution du trait de côte a cependant été très différente. Au niveau des dunes de la Baraque Fricot, dans la partie ouest de la baie, les mesures indiquent un recul, mais les valeurs sont soit inférieures ou légèrement supérieures à la marge d’erreur (fig. 6), suggérant une faible érosion, voire une stabilité de ce secteur de la baie. On note également des valeurs positives (transects 6 et 7), mais, là encore, les valeurs étant en-deçà de la marge d’erreur, on ne peut conclure qu’à une stabilité du rivage. Dans le secteur de la dune d’Amont, dans la partie est de la baie (fig. 1), l’évolution de la ligne de rivage a été toute autre puisque l’on observe des valeurs fortement positives qui indiquent une progression de la ligne de côte de plus de cinquante mètres dans l’ensemble, les rythmes d’avancée du rivage étant généralement de plus de 2 m/an (fig. 6).
14La période suivante correspond à une généralisation de l’érosion littorale à la quasi-totalité de la baie de Wissant. Bien que les rythmes de recul aient diminué dans le secteur de la dune d’Aval, variant de 3,0 à 4,8 m/an (au lieu de 5 à 6 m/an entre 1949-1977), plusieurs secteurs, qui étaient caractérisés par une stabilité du trait de côte, ont alors connu un recul marqué (fig. 6). L’érosion s’est nettement accentuée au niveau des dunes du Châtelet et de la Baraque Fricot, secteurs alors assez stables jusque-là, où le recul du trait de côte a été de l’ordre de 1 à 2 m/an entre 1977 et 2000. Dans la partie est de la baie, le trait de côte a continué à progresser vers le large au niveau de la dune d’Amont, mais à un rythme inférieur à la période précédente (fig. 6). Outre le transect 35 pour lequel la faible valeur d’avancée de la ligne de rivage est inférieure à la marge d’erreur, l’ensemble de ce secteur a connu une progression du trait de côte d’environ 1 à 1,6 m/an.
15Si l’on examine l’évolution du trait de côte pendant toute la période de mesure de cette étude, on constate que les parties occidentale et centrale de la baie de Wissant ont été affectées par une forte érosion, particulièrement au niveau de la dune d’Aval où le recul du pied de dune a été supérieur à 200 m entre 1949 et 2000 (transects 22 à 30, fig. 6), atteignant même plus de 250 m à l’endroit du transect 28. De telles valeurs se traduisent par des vitesses de recul extrêmement élevées allant d’environ 4 à 5 m/an. Plus à l’ouest, ces valeurs tendent à diminuer assez rapidement, mais restent néanmoins très significatives (généralement >1 m/an), et dans tous les cas supérieures à la marge d’erreur.
16Pour l’ensemble de la période étudiée, le secteur de la dune d’Amont, dans la partie est de la baie, a connu une avancée de la ligne de rivage comprise entre 1,3 et 1,8 m/an (fig. 6), correspondant à des apports sableux responsables du développement d’accumulations éoliennes sur le haut de plage et de la progression vers le large du massif dunaire. Il est vraisemblable que ces apports sédimentaires proviennent, au moins en partie, des produits de l’érosion littorale dans le reste de la baie. En dépit de l’absence d’estimation des volumes impliqués dans ces transferts de sédiments, la représentation graphique des variations spatiales de la position du trait de côte (fig. 6A) indique clairement qu’il existe une forte disproportion entre les quantités de sédiments érodés et les quantités qui ont pu s’accumuler dans la partie est.
17Globalement, pour l’ensemble de la baie, nos mesures montrent que l’érosion littorale a eu tendance à se déplacer vers l’ouest, touchant de plus en plus de secteurs auparavant stables. Par ailleurs, il existe une forte opposition entre les parties centrale et ouest de la baie, marquées par un important recul, et le secteur à l’est du village de Wissant où le rivage connaît, au contraire, une progression vers le large depuis au moins le milieu du XXe siècle.
Fig. 7 – Cartes d'évolution de la bathymétrie en baie de Wissant pour les périodes (A) 1911-1977, (B) 1977-2002, et (C) 1911-2002 (données SHOM 2001, contrat n° E70/2001).
Fig. 7 – Maps of bathymetry changes in the Bay of Wissant from (A) 1911 to 1977, (B) 1977 to 2002, and (C) 1949-2002 (data from SHOM 2001, contract n° E70/2001).
18La carte d’évolution des fonds en baie de Wissant montre qu’une grande partie de la baie a connu des variations bathymétriques importantes entre 1911 et 1977 (fig. 7A). Le banc À la Ligne a connu une évolution complexe pendant cette période, son sommet s’étant exhaussé de deux à quatre mètres sur près de 2,5 km de longueur au nord-est du cap Gris Nez, tandis que son flanc externe a plutôt été affecté par de l’érosion sur presque toute sa longueur. Cette évolution est bien visible sur les profils bathymétriques transversaux qui indiquent que le sommet du banc s’est considérablement développé dans la partie sud-ouest de la baie (profils A et B, fig. 8), où les volumes accumulés sont de l’ordre de 850 m3/m linéaire entre approximativement 1 500 et 2 500 m du rivage (tab. 1). Le profil H, réalisé dans l’axe du banc À la Ligne (fig. 9), montre également que, au sud-ouest, son sommet s’est fortement exhaussé. Dans la partie centrale de la baie, par contre, le banc a connu un fort démaigrissement, particulièrement entre 1 000 et 2 000 m de distance de la côte où la crête s’est abaissée de plus de 3,5 m par endroits (fig. 8), ce qui s’est traduit par une perte de 3 730 m3 (profil C) et 3 087 m3 (profil D) par mètre linéaire (tab. 1). En outre, le flanc externe a reculé dans ce secteur de 150 à 200 m vers la côte (fig. 8). Les profils E et F (fig. 8) illustrent l’évolution du banc dans la partie nord-est de la baie où son sommet s’est légèrement élevé, ceci étant particulièrement visible sur le profil F, avec une accumulation supérieure à 1 000 m3/m linéaire entre 2 200 et 2 800 m de distance de la côte (tab. 1). Par contre, le flanc externe du banc a été affecté par une importante érosion, excédant 3 650 m3 par mètre linéaire le long de ce profil (tab. 1). L’analyse des profils bathymétriques montre que, dans l’ensemble, le banc À la Ligne a subi un démaigrissement entre 1911 et 1977, même si sa crête a pu s’exhausser localement. L’érosion du flanc interne du banc et l’accumulation de sédiments à son sommet indiquent, en outre, que le sommet du banc s’est déplacé vers le large.
Fig. 8 – Evolution des profils bathymétriques transversaux de 1911 à 2002
Fig. 8 – Evolution of shore-perpendicular bathymetry profiles from 1911 to 2002
(voir la fig. 4 pour la localisation des profils A à F).
(see fig. 4 for location of profiles A to F).
Fig. 9 – Evolution des profils bathymétriques longitudinaux de 1911 à 2002 (voir la fig. 4 pour la localisation des profils G à I).
Fig. 9 – Evolution of shore-parallel bathymetry profiles from 1911 to 2002 (see fig. 4 for location of profiles G to I).
19La carte des variations bathymétriques (fig. 7A) montre clairement que l’évolution des petits fonds, entre le banc et la côte, a été marquée par une forte érosion dans la majeure partie de la baie. De vastes secteurs au large de la dune du Châtelet et de la dune d’Aval sont caractérisés par un abaissement des fonds de deux à quatre mètres et même de quatre à six mètres à proximité de l’estran. Les profils A, B et C, situés au large de la dune du Châtelet et de la dune d’Aval, montrent tous les trois une érosion significative des petits fonds de 2 145, 3 167 et 3 730 m3/m linéaire respectivement (fig. 8, tab. 1). Il en va de même au large de la commune de Wissant (fig. 7), bien que la zone d’érosion soit située un peu plus loin au large. Cette importante érosion dans les faibles profondeurs est clairement révélée par le profil G (fig. 9), levé le long de la côte sur le flanc interne du banc. À l’est de Wissant, par contre, face à la dune d’Amont, on note une accumulation de sédiments immédiatement au large de l’estran (fig. 7A). Cette évolution est visible sur le profil D (fig. 8) où la zone la plus proche du rivage (-5 à +5 m de profondeur) a connu une aggradation sous l’effet d’un dépôt de sédiments d’environ 1 260 m3/m linéaire (tab. 1). Plus à l’est, les profils E et F montrent une stabilité des fonds dans les mêmes profondeurs.
Tableau 1 – Estimation des variations de volume sédimentaire le long de chaque profil bathymétrique (en m3/m linéaire).
Table 1 – Estimate of sediment volume changes along each bathymetry profile (in m3/m width).
Les distances correspondent à la distance du point d’origine de chaque profil (voir fig. 8 et fig. 9).
Distances correspond to the distance from the origin of each profile (see fig. 8 and fig. 9).
20Bien que la période 1977-2002 ne représente que vingt-cinq ans d’évolution, des changements significatifs sont perceptibles sur la carte d’évolution de la bathymétrie (fig. 7B). On peut remarquer que l’accrétion verticale du sommet du banc à la Ligne s’est poursuivie, mais plus à l’est que pendant la période 1911-1977. Le profil A montre une grande stabilité du sommet du banc dans le secteur sud-ouest de la baie, et ce n’est qu’à partir du profil B, situé plus à l’est, que l’accumulation s’est produite au niveau de la crête du banc (fig. 8). Dans les petits fonds entre le banc à la Ligne et le rivage, l’érosion s’est poursuivie de façon importante dans toute la partie centrale et sud-ouest de la baie (fig. 7B), l’abaissement du fond ayant même atteint un peu plus de 4 m légèrement au large de la commune de Wissant. Cette érosion peut s’expliquer par un déplacement vers la côte du profil pré-littoral, clairement visible sur les profils A, B et C à moins de 1 000 m de distance de la côte (fig. 8). A l’est de la commune de Wissant, les fonds montrent une grande stabilité entre 500 et 1 000 m de la côte (profils E et F).
21Dans l’ensemble, les changements bathymétriques en baie de Wissant sont de très grande ampleur et témoignent de mouvements sédimentaires extrêmement importants (fig. 7C). Le déplacement vers le nord-est de la zone d’accumulation de sédiments au sommet du banc À la Ligne semble indiquer que la crête du banc s’est développée dans la même direction pendant le XXe siècle. Malgré cette aggradation verticale bien visible sur la carte différentielle 1911-2002, le volume du banc À la Ligne a diminué, les pertes de sédiments s’étant produites tant sur la face interne que sur la face externe du banc. Cette érosion du banc est encore plus facilement perceptible sur les profils bathymétriques (fig. 8) que sur la carte d’évolution du fond. Les autres variations significatives de la bathymétrie concernent les petits fonds entre le banc À la Ligne et le rivage où l’érosion est extrêmement forte. Face aux dunes du Châtelet et d’Aval, l’érosion est généralement comprise entre quatre et six mètres, et parfois supérieure à six mètres à proximité du rivage (fig. 7C).
22Bien que l’analyse diachronique des variations bathymétriques ne nous renseigne pas sur la variabilité à court terme de la morphologie des fonds marins, elle permet d’esquisser les tendances évolutives à moyen terme et de mieux comprendre la dynamique morpho-sédimentaire de la baie. Le bilan global montre une perte nette de sédiments d’environ 10,5 x 106 m3 en l’espace de 91 ans, soit un déficit sédimentaire de l’ordre de 116 000 m3/an pour l’ensemble de la baie. Par ailleurs, la comparaison des levés bathymétriques indique que les rythmes d’érosion des fonds à proximité de la côte ont été plus élevés pendant la période 1977-2000 par rapport à 1911-1977. Les calculs effectués à partir des cartes bathymétriques différentielles indiquent en effet que, jusqu’à environ un kilomètre de distance vers le large, les fonds se sont abaissés à des rythmes généralement compris entre 2 et 6 cm/an entre 1911 et 1977, tandis que les valeurs d’érosion des fonds ont plutôt été supérieures à 6 cm/an entre 1977 et 2002, atteignant même plus de 10 cm/an par endroits à proximité immédiate de l’estran.
23L’analyse des photographies aériennes verticales de 1949, 1997 et 2000 a permis d’estimer les rythmes d’évolution de la ligne du rivage de la baie de Wissant pendant la deuxième partie du XXe siècle. Les secteurs les plus touchés par le recul se situent au centre de la baie et dans une moindre mesure dans la partie occidentale, alors que le secteur de la dune d’Amont, à l’est du village de Wissant, a connu une avancée du trait de côte depuis au moins 1949. L’accumulation de sédiments responsable de cette avancée de la ligne de rivage est en partie due à des transferts le long de la côte de sédiments provenant des zones occidentales en érosion. Des mesures hydrodynamiques récentes réalisées sur l’estran de la Baie de Wissant (Sedrati et Anthony, 2005) ont clairement montré que la dynamique sédimentaire est fortement conditionnée par des courants longitudinaux d’origine tidale dont les vitesses peuvent dépasser 150 cm/s lorsque les vents renforcent les courants de marée. Les vents dominants de secteur ouest favorisent considérablement un transport longitudinal déjà dirigé vers l’est en conditions modales, contribuant à l’accumulation de sédiments dans le secteur de la dune d’Amont.
24L’évolution de la bathymétrie dans la baie de Wissant suggère cependant que l’évolution du trait de côte ne dépend pas uniquement des processus hydro-sédimentaires agissant dans la zone intertidale, mais qu’elle est également fortement liée à la dynamique morpho-sédimentaire de l’avant-côte. Depuis 1911, le bilan sédimentaire de la baie de Wissant est fortement négatif, les pertes étant particulièrement localisées dans une dépression longitudinale située entre le banc À la Ligne et le rivage. Ce constat confirme les résultats des travaux antérieurs sur l’évolution des petits fonds dans ce secteur (Clabaut, 1988 ; Augris et al., 1990). Cette perte de sédiments dans la zone pré-littorale a fortement affecté le bilan sédimentaire de la zone intertidale et la dynamique du trait de côte. Il existe effectivement une nette correspondance entre les zones de forte érosion dans la zone pré-littorale proche et celles d’important recul du trait de côte, comme la dune du Châtelet et la dune d’Aval. Le long du village de Wissant, si le trait de côte est stabilisé artificiellement par une digue, le niveau de l’estran n’a fait que s’abaisser depuis plusieurs années (Messence et Cohen, 2002). Désormais, la plage est entièrement submergée à marée haute et les vagues peuvent déferler directement sur cet ouvrage, menaçant sa stabilité. Là encore, les fonds un peu plus au large ont subi une nette érosion pendant les dernières décennies (fig. 7). Dans les secteurs où le trait de côte est stable ou a connu une avancée, comme à l’est de Wissant (dune d’Amont), les petits fonds proches de l’estran sont au contraire caractérisés par une stabilité, voire une accumulation de sédiments. Les phénomènes d’érosion ou d’accumulation touchent donc l’ensemble du profil côtier depuis la dune jusqu’à des profondeurs de plusieurs mètres sous le niveau des plus basses mers (0 hydrographique). Un abaissement des fonds marins à proximité de la côte aura tendance à provoquer un abaissement du niveau de l’estran, ce qui s’est effectivement produit dans la partie centrale et ouest de la baie (fig. 8, profils A, B, C). Une telle diminution de hauteur de l’estran n’a pu que favoriser l’érosion du haut de plage et des dunes littorales en induisant une augmentation de la fréquence des niveaux d’eau sur le haut de plage. Le rôle majeur du niveau de l’estran sur la fréquence de submersion du haut de plage et sur l’érosion du front dunaire a justement été particulièrement mis en évidence en baie de Wissant (Ruz et Meur-Férec, 2004).
25Les résultats concernant l’évolution du trait de côte montrent également que l’érosion littorale s’est généralisée à l’ensemble des massifs dunaires de la partie centrale et occidentale de la baie de Wissant pendant la période 1977-2000. Même s’il n’existe que trois levés bathymétriques durant le XXe siècle, l’analyse des variations bathymétriques indique également que l’érosion des fonds marins proches de la côte semble s’être accélérée entre 1977 et 2002. Plusieurs hypothèses peuvent être invoquées pour tenter d’expliquer l’aggravation de l’érosion du rivage et des petits fonds pendant le dernier quart du XXe siècle. À partir d’une étude statistique des tempêtes entre 1961 et 1995 prenant en compte les vents de vitesse moyenne supérieure à 16 m/s à Dunkerque, à environ cinquante kilomètres à l’est de Wissant, P. Clabaut et al. (2000) ont montré que les années 1970, et dans une moindre mesure les années 1980 et 1990, avaient connu une plus grande fréquence de tempêtes que les années 1960. B. Vasseur et A. Héquette (2000) ont analysé les données marégraphiques du port de Dunkerque et les vents d’afflux ayant pu engendrer des surcotes à Dunkerque entre 1957 et 1988. D’après cette étude, les années 1970 et surtout la période 1977-1988 ont été caractérisées par une plus grande fréquence de hauts niveaux d’eaux associés à des tempêtes plus intenses comparativement à la fin des années 1950 et aux années 1960. Des résultats similaires ont été observés sur les côtes de la Manche (Costa, 1997).
26Le démaigrissement du banc À la Ligne qui, à l’instar d’autres bancs pré-littoraux de la région, a pu représenter une source sédimentaire pour la plage et les dunes (Aernouts et Héquette, 2003) a également pu contribuer à la diminution du prisme sédimentaire intertidal et supratidal. Des extractions de sables qui eurent lieu sur et aux abords du banc À la Ligne pendant les années 1960 et 1970 (Ferrière et al., 1993) n’ont pu qu’accentuer ce phénomène. D’après C. Augris et al. (1990), les volumes prélevés en seulement trois ans à la fin des années 1970 auraient été d’environ 130 000 m3. Il est également vraisemblable qu’en raison de la diminution de la taille du banc, sa capacité à dissiper l’énergie des vagues et à protéger la côte de leur attaque se soit réduite au cours du XXe siècle. Les résultats d’une étude de modélisation de la propagation de la houle sur les fonds de 1911, 1977 et 2002 de la baie de Wissant (CETMEF, 2004) vont dans ce sens. La modélisation numérique de la propagation de houles d’ouest à nord sur ces différentes bathymétries tend à démontrer que le démaigrissement du banc pendant le XXe siècle aurait permis aux houles d’attaquer plus facilement le centre de la baie, secteur qui serait devenu le plus exposé aux houles de forte hauteur et soumis à un déferlement tardif. Enfin, l’extension de la jetée du port de Boulogne-sur-Mer au début des années 1970 a peut-être aussi joué un rôle dans l’accélération de l’érosion à Wissant (Clabaut, 1988), car cet ouvrage, situé en amont du transit sédimentaire régional provoque le dépôt d’une partie des sédiments transitant vers le nord (Augris et al., 1990), au détriment de la baie de Wissant.
27Les résultats de cette étude montrent que la baie de Wissant a connu une érosion extrême pendant la deuxième partie du XXe siècle, particulièrement dans la partie centrale de la baie où le recul du front dunaire a dépassé 250 m depuis 1949. L’analyse de l’évolution de la ligne de rivage montre également que l’érosion littorale s’est presque entièrement généralisée à l’ensemble de la baie pendant la période 1977-2000, sauf dans la partie est qui a connu une avancée du trait de côte. Bien que la variabilité temporelle des rythmes d’érosion littorale puisse être en partie expliquée par des variations dans les conditions météo-marines pendant les dernières décennies, nos résultats démontrent que les phénomènes d’érosion et d’accumulation littorale dans la baie de Wissant dépendent aussi fortement de la dynamique morpho-sédimentaire dans les petits fonds. Les secteurs de la baie caractérisés par des phénomènes de recul du trait de côte sont en effet ceux qui correspondent aussi à une érosion dans les petits fonds. Au contraire, à l’est du village de Wissant, le littoral a connu une avancée et est prolongé vers le large par des fonds stables ou en accumulation. La comparaison des levés bathymétriques de 1911, 1977 et 2002 indique que la zone pré-littorale a perdu en moyenne plus de 100 000 m3 de sédiments par an durant le XXe siècle. Cette érosion des fonds a induit l’abaissement du profil de la plage, favorisant ainsi le recul de la ligne de rivage. Il est également très vraisemblable que les variations morphologiques du banc À la Ligne, situé à proximité de la côte, et notamment son démaigrissement, aient modifié les conditions hydrodynamiques à la côte, altérant ainsi la dynamique sédimentaire littorale.
28La compréhension des processus agissant sur les plages et les dunes littorales des côtes macrotidales reste essentielle pour saisir le fonctionnement morphodynamique de ces milieux (Anthony et al., 2004 ; Vanhée et al., 2002 ; Ruz et Meur-Férec, 2004). Toutefois, l’étroite relation qui semble exister entre l’évolution des petits fonds et les variations de la position du trait de côte suggère qu’il est primordial de prendre en compte la dynamique morphologique et sédimentaire de l’avant-côte pour mieux comprendre la variabilité des mouvements de la ligne de rivage. La zone infratidale apparaît en effet comme une interface majeure entre le littoral et le milieu marin, l’évolution morphologique des petits fonds ayant des répercussions directes sur la dynamique sédimentaire littorale et l’évolution du trait de côte. Pourtant, l’intégration de l’avant-côte dans la gestion de la zone côtière est loin d’être systématique, peut-être en raison des coûts logistiques et humains supplémentaires qu’entraîne sa prise en considération. La prise en compte de cet espace est cependant indispensable si l’on veut aboutir à une gestion intégrée de la zone côtière.
Flux RSS
