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Taux d’ablation des falaises crayeuses haut-normandes : l’apport du scanner laser terrestre

Ablation rates of the coastal chalk cliffs of Upper Normandy: the contribution of terrestrial laser scanning
Pauline Letortu, Stéphane Costa, Olivier Maquaire, Christophe Delacourt, Emmanuel Augereau, Robert Davidson et Serge Suanez
p. 73-82

Résumés

L’angle de vue le plus pertinent pour quantifier l’évolution régressive des falaises est la vision horizontale. Cette dernière permet d’observer l’ensemble du front de falaise, ce que la photo-interprétation d’images obliques n’appréhende que partiellement. Cependant, la quantification fine des dynamiques de versant par vision horizontale n’est possible qu’avec l’utilisation d’un scanner laser terrestre (TLS). De telles mesures ont été réalisées sur les falaises crayeuses de Haute-Normandie, en collaboration avec le laboratoire Domaines Océaniques (IUEM, Brest). Un suivi diachronique entre 2010 et 2013 a été effectué à haute fréquence (tous les 4-5 mois), afin d’obtenir des informations sur les productions de débris pour chacune des saisons. Cette étude a été réalisée sur deux sites distincts (contextes de falaise vive et de falaise morte), mais dont les caractéristiques lithostratigraphiques sont proches. Grâce à un protocole de levés topographiques très fins, la précision de la mesure et donc de la quantification de la production de débris est centimétrique (± 0,01 à 0,04 m). L’application de cette technique permet de mettre en évidence que les taux d’ablation sont, sans surprise, 3 à 4 fois plus importants en contexte de falaise vive qu’en contexte de falaise morte. Par ailleurs, ces retraits établis entre 2010 et 2013 sont assez proches de ceux obtenus, sur des pas de temps plus longs (entre 1966 et 2008), grâce à l’analyse du recul du haut de falaise crayeux à partir des images verticales de l’IGN. Enfin, le TLS permet de déterminer la répartition spatiale des zones de départ des débris. Ainsi, les fronts de falaises vives (Petit Ailly) et mortes (Dieppe) reculent plus rapidement en haut d’abrupt qu’à son pied.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 23 juin 2014, accepté le 21 octobre 2014.

Texte intégral

Introduction

1La quantification des taux d’ablation est un enjeu scientifique majeur pour la compréhension de la dynamique régressive des falaises, mais également sociétal pour déterminer le zonage du risque « érosion ». Cependant, ces mesures sont traditionnellement réalisées à partir de prises de vues verticales, telles que les images aériennes dont l’analyse diachronique du haut de falaise fournit des vitesses de recul (Bird, 2008). Ces vues verticales, qui ne renseignent que très partiellement des évolutions du pied et du milieu de falaise, sont par ailleurs affectées par une imprécision parfois pluri-décimétrique, correspondant souvent à de nombreuses années, voire des décennies d’évolution. Ainsi, le meilleur référentiel pour renseigner la dynamique régressive de l’ensemble des abrupts rocheux est le front de falaise (Young et al., 2009), soit un point de vue horizontal. Ce dernier permet de suivre l’ensemble des départs de matériels, notamment ceux de petite taille. En effet, alors que les mouvements de masse sont aisément repérables, les mouvements particulaires (éboulisation constituée du détachement individuel de blocs, d’écailles…) sont, eux, rarement visibles sur les clichés aériens et/ou très rapidement évacués à marée haute par les actions marines. Pourtant, ces derniers mouvements gravitaires sont fréquents sur les falaises crayeuses. Ils sont loin d’être négligeables, leur participation au recul serait de l’ordre de 10 % du recul total (May et Heeps, 1985 ; Hénaff et al., 2002) et ils pourraient constituer des signes annonciateurs de mouvements plus volumineux. Pour être quantifiés de façon fiable, les mouvements particulaires nécessitent une mesure spatiale et temporelle à très haute résolution.

2Sur les fronts de falaise subverticaux et instables, la quantification de l’ablation est délicate et parfois dangereuse. Les récentes avancées des techniques de télédétection, en particulier l’amélioration de la résolution spatiale, fournissent des outils de mesures performants et en toute sécurité. Ils offrent également la possibilité d’effectuer des levés à plus haute fréquence temporelle. Parmi ces outils, nous trouvons les données satellitaires à la résolution spatiale encore insuffisante pour notre problématique, la photogrammétrie dont la fiabilité pour les prises de vue verticales est affectée par la hauteur des falaises (Lim et al., 2005), mais dont les nouveaux développements pour les images obliques semblent prometteurs, ou encore le scanner laser terrestre (Terrestrial Laser Scanning, TLS). Ce dernier paraît particulièrement adapté à la problématique. En effet, cette technique est très utilisée dans l’étude des transferts de matière sur des thématiques diverses : 1) l'analyse des mouvements gravitaires et, notamment, ceux des falaises (Lim et al., 2005, 2010 ; Rosser et al., 2005 ; Dewez et al., 2009 ; Quinn et al., 2010 ; Norman et al., 2013 ; Kuhn et Prüfer, 2014), ou encore les événements précurseurs aux mouvements gravitaires (Rosser et al., 2007 ; Abellán et al., 2009, 2010), 2) l’identification des caractéristiques structurales et géomorphologiques des glissements de terrain (Oppikofer et al., 2009 ; Sturzenegger et Stead, 2009), 3) la cartographie des mouvements de terrain (Rowlands et al., 2003) et le suivi des déplacements (Oppikofer et al., 2008 ; Teza et al., 2008 ; Travelletti et al., 2008 ; Abellán et al., 2009, 2010).

3Les nouvelles perspectives offertes par cette instrumentation en géomorphologie littorale quantitative sont nombreuses : la quantification fine des taux d’ablation, la visualisation de la répartition spatiale et temporelle de la production de débris, la distinction entre mouvements particulaires et de masse, etc. Cet article cherche à contribuer à cette connaissance afin de mieux comprendre le fonctionnement du recul des falaises et ainsi fournir des éléments de réponse aux questionnements des sociétés qui se sont imprudemment implantées très près de l’abrupt. Cet article a donc un triple objectif à savoir : 1) la quantification fine des taux d’ablation du front de falaise, 2) la comparaison de ces mesures à celles établies sur des pas de temps plus longs (1966-2008) à partir d’images aériennes verticales de l’IGN et 3) la spatialisation des zones de départ des mouvements gravitaires sur le front de falaise.

Présentation du secteur d’étude

4Au nord-ouest de la France, les falaises haut-normandes, hautes en 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 qui bloquent le transit sédimentaire SO-NE de haut de plage. Les éboulements/écroulements de falaise peuvent aussi parfois bloquer le transit sédimentaire. Ces mouvements de masse et les ouvrages perpendiculaires au rivage perturbent donc le cheminement et la répartition des galets. L’absence ou la faiblesse du cordon de galets en pied de falaise est susceptible de modifier l’efficacité des actions marines au pied des abrupts crayeux, et par conséquent, l’intensité et les modalités du recul des falaises (Costa, 1997 ; Costa et al., 2006a).

5Situées à la terminaison nord-occidentale du Bassin parisien et au contact avec la Manche, mer épicontinentale caractérisée par un environnement macrotidal de type semi-diurne (8 m à Dieppe), les falaises cauchoises sont constituées de craies à silex, datées du Crétacé supérieur (Mégnien et Mégnien, 1980 ; Pomerol et al., 1987 ; Mortimore et al., 2004). Sur ce bâti fortement karstifié (Rodet, 1991) reposent des formations résiduelles à silex, elles-mêmes recouvertes de lœss quaternaires (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 – Schémas structural et lithostratigraphique simplifiés en Haute-Normandie.
Fig.1Simplified structural map and lithostratigraphy map in Upper Normandy.

Fig. 1 – Schémas structural et lithostratigraphique simplifiés en Haute-Normandie. Fig.1 – Simplified structural map and lithostratigraphy map in Upper Normandy.

1 : département ; 2 : Campanien ; 3 : Santonien ; 4 : Coniacien ; 5 : Turonien ; 6 : Cénomanien ; 7 : faille majeure et regard ; 8 : ondulation anticlinale ; 9 : ondulation synclinale ; 10 : cours d’eau important ; 11 : ville.
1: Department; 2: Campanian stage; 3: Santonian stage; 4: Coniacian stage; 5: Turonian stage; 6: Cenomanian stage; 7: major fault; 8: anticlinal undulation; 9: synclinal undulation; 10: river; 11: town.

D’après Mégnien et Mégnien, 1980 in Costa, 1997 ; Laignel, 1997.
From Megnien and Megnien, 1980 in Costa, 1997; Laignel, 1997.

6Ces derniers sont marqués par de légères variations de faciès et des discontinuités sédimentaires de détail qui engendrent quelques contrastes de résistance subtils (Juignet et Breton, 1992 ; Costa, 1997 ; Laignel, 1997 ; Duperret et al., 2002). 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. 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., 2006b), notamment au cap d’Ailly et à Sotteville-sur-Mer (fig. 1).

7Ce type de falaise est connu dans le monde pour être affecté par des reculs annuels forts dépassant parfois plusieurs décimètres (Woodroffe, 2002). En Haute-Normandie, la quantification des vitesses annuelles de recul a été réalisée par le suivi diachronique du haut de falaise (1966-2008), tous les 50 m (entre le cap d’Antifer et Le Tréport). En utilisant l’approche fondée sur l’aire perdue en haut d’abrupt sur les levés photogrammétriques (1966, 1995) et l’orthophotographie (2008, BD Ortho®, IGN), la dynamique régressive sur cette période et sur l’ensemble du littoral haut-normand a été estimée à 0,15 m/an (Letortu, 2013 ; Letortu et al., 2014). Cependant, cette valeur connaît une forte variabilité spatiale induite par des phénomènes de lithodépendance et/ou l’influence d’obstacles au transit des galets (Costa, 1997 ; Costa et al., 2003, 2006a et b ; Letortu, 2013). Cependant, ces vitesses moyennes de recul ne fournissent qu’une information issue de l’interprétation de l’évolution du haut de falaise crayeux, et non de l’ensemble du front de falaise, et ce, avec une marge d’erreur plurimétrique (± 5 m). Par conséquent, les phénomènes d’éboulisation ne peuvent être pris en compte car ils sont invisibles à cette échelle. Par ailleurs, temporellement, l’interprétation de clichés aériens, espacés de 5 à 7 ans, ne permet pas toujours de fournir des informations sur les modalités d’évolution (mouvement de masse ou particulaire ; départ préalable de matériaux au niveau de sous-cavages ou de l’encoche de sapement, affectant par la suite et vers le haut l’ensemble de l’abrupt…), ni même sur les rythmes.

Choix des sites suivis de manière diachronique

8Afin de faire la part respective des agents marins et continentaux dans la quantification des taux d’ablation, deux sites voisins aux contextes lithologiques proches (abrupts taillés dans les craies coniaciennes et santoniennes) mais soumis à des forçages météo-marins différents ont été choisis (fig. 2). Le premier site se trouve en contexte de falaise morte, affecté uniquement par les agents continentaux. Le second se situe à 6 km du premier, en contexte de falaise vive, et évolue donc sous l’action combinée des agents continentaux mais aussi marins.

Fig. 2 – Lithologie des sites suivis au TLS (Scanner Laser Terrestre).
Fig. 2
Lithology of two sites surveyed by TLS (Terrestrial Laser Scanning).

Fig. 2 – Lithologie des sites suivis au TLS (Scanner Laser Terrestre). Fig. 2 – Lithology of two sites surveyed by TLS (Terrestrial Laser Scanning).

S3 : Santonien supérieur ou partie inférieure de « Newhaven Chalk » ; S2c : partie supérieure du Santonien moyen ou partie supérieure de « Seaford Chalk » ; S2b : partie médiane du Santonien moyen ou partie supérieure de « Seaford Chalk » ; S2a : base du Santonien moyen ou partie moyenne de « Seaford Chalk » ; Co2 : Coniacien moyen ou partie inférieure de « Seaford Chalk » ; Co1 : Coniacien inférieur ou partie supérieure de « Lewes Chalk ».
S3: Upper Santonian or lower part of « Newhaven Chalk »; S2c: upper part of Middle Santonian or upper part of « Seaford Chalk »; S2b: middle part of Middle Santonian or upper part of « Seaford Chalk »; S2a: base of Middle Santonian or middle part of « Seaford Chalk »; Co2: Middle Coniacian or lower part of « Seaford Chalk »; Co1: Lower Coniacian or upper part of « Lewes Chalk ».

9Le front de falaise morte est localisé à Dieppe. Ce site a été subdivisé en deux, en raison de l’orientation différente des fronts de falaise (fig. 2) : 1) le premier secteur correspond à un linéaire de 45 m (hauteur de 30 m), et exposé 280°N (nommé Dieppe secteur 1 ouest), 2) le deuxième secteur correspond à un linéaire de 80 m environ (hauteur de 30 m), dont l’exposition est 010°N (nommé Dieppe secteur 2 nord).

10Le second site choisi est caractérisé par des falaises vives formant une partie du cap d’Ailly. Dans le détail, cette zone-atelier se trouve de part et d’autre de la valleuse du Petit Ailly à Varengeville-sur-Mer (linéaire étudié de 250 m, de hauteur maximale de 40 m, d’exposition générale 010°N).

Méthodologie

11L’analyse diachronique a été réalisée à partir de sept missions de terrain sur 28 mois (entre le 07/10/2010 et le 12/02/2013), soit tous les 4-5 mois environ (fig. 3). Cette fréquence avait pour but d’identifier d’éventuelles variations saisonnières dans la production de débris, voire d’identifier les agents et les processus prépondérants dans le déclenchement des mouvements gravitaires.

Fig. 3 – Levés utilisés pour le suivi diachronique.
Fig. 3Used surveys for the diachronic study.

Fig. 3 – Levés utilisés pour le suivi diachronique. Fig. 3 – Used surveys for the diachronic study.

En gris, les levés avec une marge d’erreur importante qui seront uniquement utilisés de manière qualitative.
In grey, surveys with high error margin that will only be qualitatively used.

Levé au scanner laser terrestre

12Le TLS (Scanner laser terrestre) est un instrument de mesure qui utilise la technologie laser pulsé pour déterminer la distance qui sépare l'instrument du point à mesurer. Cette dernière est basée sur une acquisition sans contact et « reflectorless » d'un nuage de points utilisant la mesure de la distance par le délai entre l'envoi d'une impulsion laser infrarouge et le retour de l’impulsion réfléchie. Le TLS, prêté par le laboratoire Domaines Océaniques (IUEM, Brest), est un RIEGL LMS-Z390i émettant une longueur d’onde de 1 550 nm qui enregistre un seul temps de vol (time-of-flight) sans accès à la forme complète du signal (« full waveform »). La portée théorique de cet appareil est de 400 m pour une surface réfléchissante à 80 % et de 140 m pour une surface réfléchissante à 10 % (RIEGL, 2007).

13Cette technique est soumise à des contraintes d’utilisation de deux ordres : géométriques et radiométriques. Concernant les limitations géométriques, D.D. Lichti (2007) a mis en évidence l'influence de l'angle d'incidence sur la précision des mesures. Cette méthode est aussi influencée par des limitations radiométriques. La précision et la résolution du nuage de points dépendent de la réflexion du matériau scanné. Les discussions sur les principes du TLS et ses performances peuvent être trouvées dans l'article de G. Teza et al. (2007).

14Le paramètre principal qui contrôle la résolution spatiale est la distance entre le point mesuré et le TLS. La zone proche du TLS a une résolution spatiale élevée (de l'ordre du mm). La distance à l’objet scanné est tributaire de la longueur de côte souhaitée pour le suivi et de sa hauteur (la fauchée verticale du TLS n’est que de 80°). La station du TLS à Dieppe sur le secteur 1 ouest se situe à 33 m de la falaise morte, à 37 m pour le secteur 2 nord. Pour le Petit Ailly, la station du TLS est positionnée à 80 m (fig. 4).

Fig. 4 – Méthode de levé des sites au TLS (Scanner laser terrestre).
Fig. 4Method of survey with TLS (Terrestrial Laser Scanning) on two sites.

Fig. 4 – Méthode de levé des sites au TLS (Scanner laser terrestre). Fig. 4 – Method of survey with TLS (Terrestrial Laser Scanning) on two sites.

1 : cible (photo n° 1) ; 2 : base du tachéomètre (photo n° 2) ; 3 : base DGPS (photo n° 3) ; 4 : station du scanner laser terrestre (photo n° 4).
1: target (photo n°1); 2: base of total station (photo n° 2); 3: DGPS base (photo n° 3); 4: station of terrestrial laser scanning (photo n° 4).

15Pour les suivis diachroniques de grande précision, le processus d'acquisition des données nécessite du matériel complémentaire : des cibles (photo n° 1 de la fig. 4), un tachéomètre (station totale TC410C Leica TPS400, photo n° 2 de la fig. 4) et un DGPS (Trimble avec une station de base 5700 et un récepteur mobile 5800, photo n° 3 de la fig. 4). Le tachéomètre (dont le point de mise en station est préalablement connu par mesures au DGPS) permet de replacer le nuage de points (acquis dans un repère relatif) dans un repère absolu (Lambert 93 associé au RGF93 et IGN69). Si la précision instrumentale du TLS (photo n° 4 de la fig. 4) est de ± 0,003 m à 50 m, la principale source d'erreur sur les données traitées provient du géoréférencement du nuage de points dans un repère global via les cibles (Jaud, 2011). Le nombre important de cibles utilisées (15 à Dieppe secteur 1 ouest, 13 à Dieppe secteur 2 nord, 17-18 au Petit Ailly) et leurs distances variées au scanner (en prenant garde toutefois qu'elles restent toutes visibles au TLS) diminuent l'erreur de recalage du nuage de points.

Traitement des données et marge d’erreur

16Le traitement des nuages de points, nécessitant le recours à cinq logiciels (Excel, RIEGL LMS RISCAN PRO, Fledermaus, 3DReshaper, Matlab), se décompose en quatre étapes principales : 1) le géoréférencement et l’assemblage des nuages de points, 2) le nettoyage des nuages, 3) l’élaboration du MNT, 4) la création des MNTs différentiels.

17Sur les 19 nuages de points acquis, un est inutilisable : celui du 18/12/2011 à Dieppe secteur 2 nord. L’observation de ce nuage met en évidence des artefacts liés notamment à la pluie qui a absorbé l’impulsion laser. Trois autres nuages ne présentent pas un recalage de très bonne qualité (erreur de 0,04 à 0,08 m).

18Ces trois nuages (24/02/2011 au Petit Ailly, 05/07/2011 à Dieppe secteur 1 ouest, 12/02/2013 à Dieppe secteur 2 nord) ont sûrement subi des perturbations au moment des acquisitions, telles que l’amarrage du ferry transmanche, créant des vibrations temporaires non négligeables à Dieppe, ou encore, au Petit Ailly, l’enfoncement du TLS dans l’estran sableux encore trop humide. Ces trois nuages ne seront pas utilisés pour la quantification des taux d’ablation, mais uniquement pour l’étude de la répartition spatiale des départs de matériaux (fig. 3).

19Pour quantifier l’erreur entre les MNTs, et ce pour chacun des nuages de points bruts, nous avons utilisé des zones fixes, telles que le mobilier urbain à Dieppe ou la descente à la mer au Petit Ailly. Ces zones fixes représentent environ 7 000 points facilitant également le calage de l’ensemble des nuages de points. Les MNTs et les différentiels finaux obtenus mettent alors en évidence la marge d’erreur de la mesure.

20Cette dernière est estimée à ± 0,01 m sur le secteur 2 nord de Dieppe. Au Petit Ailly, la précision obtenue est de ± 0,03 m. Sur le secteur 1 ouest de Dieppe, elle est de ± 0,04 m.

Résultats

Taux d’ablation sur l’ensemble du front de falaise

21La falaise vive du Petit Ailly a été marquée, au cours des 28 mois de mesure, par un recul intense. L’ablation totale du front de falaise est de 0,57 m (± 0,03 m) correspondant à un taux de 0,24 m/an (fig. 5).

Fig. 5 – Taux d'ablation en contexte de falaise vive et morte entre 2010 et 2013.
Fig. 5Ablation rates in context of active cliff and abandoned cliff between 2010 and 2013.

Fig. 5 – Taux d'ablation en contexte de falaise vive et morte entre 2010 et 2013. Fig. 5 – Ablation rates in context of active cliff and abandoned cliff between 2010 and 2013.

22S’agissant du site de la falaise morte de Dieppe, le recul est trois fois plus faible : le retrait du secteur 1 ouest a été de 0,17 m (± 0,04 m), soit 0,08 m/an, alors que le secteur 2 nord fut de 0,18 m (± 0,01 m), soit 0,06 m/an (fig. 5). Il existe quelques différences entre les deux sites d’orientation ouest et nord. Cependant, ces dernières sont comprises dans la marge d’erreur interdisant toute interprétation.

23Saisonnièrement, il est à noter que pour l’ensemble des sites suivis, les volumes de matériaux libérés sont plus importants pour la période incluant tout ou partie de l’hiver. Cependant, une production de débris importante n’est pas à exclure au cours des autres saisons (Letortu, 2013).

24Ces premiers résultats mettent en évidence, que, sans surprise, les falaises mortes reculent moins vite que les falaises vives, et confirment également la forte influence des actions marines sur la dynamique régressive de ces abrupts crayeux.

Des taux d’ablation pas toujours conformes aux vitesses de recul du haut de falaise

25Afin de valider la fiabilité et la représentativité spatiale et temporelle des valeurs obtenues avec le TLS sur une courte période (2010-2013, soit 28 mois d’évolution), celles-ci ont été comparées aux vitesses de recul établies entre 1966 et 2008, notamment par la photo-interprétation de documents géoréférencés et orthorectifiés, à savoir les levés photogrammétriques de 1966 et 1995 (Costa et al., 2004) et l’orthophotographie IGN de 2008 (Letortu et al., 2014). Ce travail sur l’évolution du haut de falaise crayeuse a été réalisé selon la méthode de l’aire perdue entre deux dates (Costa 1997 ; Robin, 2002). Cette méthode a été préférée à celle de la ligne de base réalisée avec le module DSAS (Thieler et al., 2005) sous ArcGIS® (Letortu et al., 2014).

26Cette comparaison (tab. 1) montre que, sur le secteur de falaise morte (Dieppe 2 nord), les vitesses d’évolution sont quasiment identiques (0,06 m/an entre 2010 et 2013, contre 0,05 m/an entre 1966 et 2008). En revanche, pour les autres sites des disparités apparaissent. S’agissant de la falaise vive du Petit Ailly, là où les vitesses d’évolution sont en général rapides, ces dernières sont plus fortes sur la période 1966-2008 (0,37 m/an) que sur la période 2010-2013 (0,24 m/an). C’est le contraire pour le site de falaise morte de Dieppe 1 ouest où les taux d’ablation ont doublé entre 1966-2008 (0,04 m/an) et la période 2010-2013 (0,08 m/an) durant laquelle le TLS a été utilisé.

Tab. 1 – Comparaison des taux de recul obtenus par photo-interprétation et par TLS (Scanner Laser Terrestre).
Tab. 1Comparison of retreat rates obtained by photo-interpretation and by TLS (Terrestrial Laser Scanning).

Tab. 1 – Comparaison des taux de recul obtenus par photo-interprétation et par TLS (Scanner Laser Terrestre). Tab. 1 – Comparison of retreat rates obtained by photo-interpretation and by TLS (Terrestrial Laser Scanning).

Répartition spatiale des départs de matériaux sur le front de falaise

27Le TLS fournit également la répartition spatiale fine des zones de départ des débris. Ce travail de quantification fait apparaître que, pour la période d’étude 2010-2013, les fronts de falaises vives (Petit Ailly) et mortes (Dieppe) connaissent des taux d’ablation plus importants en haut de falaise qu’en pied (le pied de falaise correspond aux 10 premiers mètres, soit le premier tiers). Dans le détail, le recul est de 0,25 m/an en haut de falaise contre 0,21 m/an en pied de falaise au Petit Ailly ; le recul est de 0,07-0,10 m/an en haut de falaise contre 0,02-0,03 m/an en pied de falaise à Dieppe (fig. 6).

Fig. 6 – Répartition spatiale des taux d'ablation en contexte de falaise vive et morte.
Fig. 6Spatial distribution of ablation rates in context of active cliff and abandoned cliff.

Fig. 6 – Répartition spatiale des taux d'ablation en contexte de falaise vive et morte. Fig. 6 – Spatial distribution of ablation rates in context of active cliff and abandoned cliff.

Discussion

28Dans cette étude, les levés TLS, par leur haute précision (centimétrique) et par leur fréquence pluriannuelle (tous les 4-5 mois sur 28 mois), fournissent des informations nouvelles sur le recul du front de falaise. Ce dernier est un processus hautement variable dans le temps et dans l’espace :

  • la comparaison falaise morte/falaise vive montre que les abrupts crayeux affectés par les actions marines du Petit Ailly (Varengeville-sur-Mer) ont une dynamique régressive 3 à 4 fois supérieure à celles dites mortes de Dieppe (0,24 m/an contre 0,06-0,08 m/an). Les évolutions les plus fortes sont observées pendant les périodes hivernales, mais des mouvements gravitaires particulaires et de masse peuvent survenir toute l’année ;

  • les taux d’ablation étudiés sur 28 mois ne sont pas toujours cohérents avec les vitesses de recul obtenues sur 42 ans (1966-2008) par le suivi du haut de falaise. Il s’avère que même si les tendances évolutives et les ordres de grandeur d’ablation ne sont pas trop éloignés, la diversité des pas de temps d’analyse, des marges d’erreur des méthodes et des techniques employées rendent la comparaison complexe, voire illusoire. De plus, en dépit de la finesse et de la précision des résultats qui intègrent l’ensemble des départ de matériaux sur le front de falaise, ce qu’omet l’analyse du haut de l’abrupt crayeux par photo-interprétation, les études diachroniques faites sur des pas de temps très/trop courts ont naturellement tendance à être fortement influencées par d’éventuelles périodes de calme, ou au contraire, de temps forts de la morphogenèse. Tout cela plaide pour la pérennité des suivis, et ce, sur des espaces plus grands pour améliorer la représentativité spatiale et temporelle des résultats ;

  • le TLS permet également d’observer une variation spatiale des taux d’ablation à l’échelle du front de falaise. Ainsi, entre 2010 et 2013, sur tous les sites, le haut de falaise recule plus vite que le pied. Pour la falaise vive (Petit Ailly), il est de 0,25 m/an en haut de falaise contre 0,21 m/an en pied ; pour la falaise morte (Dieppe secteur 1 ouest et secteur 2 nord), il est de 0,07-0,10 m/an en haut de falaise contre 0,02-0,03 m/an en pied.

29Pour les falaises vives du Petit Ailly, cette situation peut apparaître surprenante. Cependant, cette dernière semble pouvoir s’expliquer par la présence de nappes perchées dans les terrains tertiaires sus-jacents dont le ruissellement en haut de falaise crayeux s’avère très efficace. D’ailleurs, la forme convexe, notamment dans la partie supérieure de la falaise crayeuse témoigne de cette efficacité. Cette évolution de profil, qui s’apparente plus à ce que l’on observe sur les versants en voie de continentalisation, est vite anéantie par un éboulement/écroulement de pan entier de falaise qui redonne son caractère subvertical au versant côtier. En revanche, pour la falaise morte, nous sommes dans un processus normal puisque l’évolution s’effectue par des processus subaériens manifestement très efficaces dans la partie sommitale de l’abrupt.

Conclusion

30Ces premiers résultats issus de l’utilisation du TLS ouvrent de nouvelles pistes de recherche concernant les côtes rocheuses et les falaises. Il s’agirait désormais de continuer les levés pour augmenter leur représentativité temporelle, et de diminuer l’intervalle de temps entre chaque mission. Ce travail à très haute résolution spatiale et à forte fréquence, mené dans différents contextes (falaise vive et falaise morte), peut apporter des éléments de réponse quant au rôle des agents marins et continentaux dans le recul, voire chiffrer leur part respective. De plus, des levés avant/pendant/après des conditions météo-marines spécifiques (tempête, alternance gel/dégel) pourraient améliorer la compréhension des agents et des processus responsables du déclenchement des mouvements gravitaires.

31Au-delà des agents et des processus d’érosion, il conviendrait désormais de s’intéresser plus amplement aux facteurs internes ou de prédisposition du massif crayeux tels que la fracturation qui altère la résistance des matériaux et prédétermine souvent l’ampleur des mouvements de masse. Il s’agirait également de s’intéresser à d’autres facteurs déclenchant comme la variation du toit de la nappe au niveau de son rabattement à proximité de la côte.

32Ce travail souligne l’intérêt des technologies à très haute résolution spatiale dans l’amélioration de la connaissance et du fonctionnement des milieux dynamiques que sont les falaises à recul rapide, notamment sur la spatialisation des évolutions voire des processus responsables. De plus, ces technologies qui peuvent être installées sur de multiples supports (avion, hélicoptère, bateau…) permettent de coupler leur utilisation. L’utilisation en synergie, par exemple, du scanner laser aéroporté/terrestre/embarqué ouvre donc des perspectives prometteuses pour répondre à des problématiques côtières d’échelles spatiales et temporelles diverses.

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Annexe

Abridged English version

For coastal cliffs, the erosion monitoring is traditionally performed by studying the rates of retreat of a spatial object tracking over time, often the cliff top. But these average annual retreat rates provide incomplete information because they do not reflect the brutal nature of the hazard, characterized by falls that threaten populations located at the cliff top and at the cliff foot. To monitor these “jerks”, a horizontal point of view is preferred because all changes of the cliff can be observed (Young et al., 2009).

In order to follow all changes affecting the cliff face and to improve the knowledge of cliff retreat, we have used terrestrial laser scanning instrumentation (TLS RIEGL LMS Z390i) in collaboration with the laboratory Domaines Océaniques (IUEM, Brest). It has been deployed along the coastal chalk cliffs of Upper Normandy (France), affected by decimeter annual retreat (0.15 m/y; Letortu, 2013). This study has been conducted on two sites with close lithostratigraphic characteristics but differently exposed to marine actions. The former is in a context of abandoned cliff, so only affected by sub-aerial agents. The latter is in a context of active cliff (Petit Ailly), affected by these agents but also by marine actions. Thanks to this choice of the two sites, one of our objectives was to quantify the part of marine actions in the retreat dynamics. The diachronic monitoring was conducted between 2010 and 2013, every 4-5 months, in order to have surveys every season. After data processing, the production of debris is quantified with centimeter precision (± 0.01 to 0.04 m).

Thanks to high spatial resolution, three results were obtained. First, unsurprisingly, the retreat values are more important in a context of active cliff (0.24 m/y) than in a context of abandoned cliff (0.06-0.08 m/y). This difference of retreat dynamics (3 to 4 higher) highlights the importance of marine action on the regressive dynamics of the coastal chalk cliffs. Second, the ablation rates are quite close to those obtained by the diachronic survey of the cliff top over 42 years (photogrammetry and orthophotography; Letortu, 2013; Letortu et al., 2014). The studied period of 28 months seems to be representative. Third, the high spatial resolution of TLS improves knowledge of ablation rates on fine scale: the upper part of the cliff recedes faster than the lower part both in the context of abandoned cliff and in the context of active cliff.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Schémas structural et lithostratigraphique simplifiés en Haute-Normandie. Fig.1Simplified structural map and lithostratigraphy map in Upper Normandy.
Légende 1 : département ; 2 : Campanien ; 3 : Santonien ; 4 : Coniacien ; 5 : Turonien ; 6 : Cénomanien ; 7 : faille majeure et regard ; 8 : ondulation anticlinale ; 9 : ondulation synclinale ; 10 : cours d’eau important ; 11 : ville. 1: Department; 2: Campanian stage; 3: Santonian stage; 4: Coniacian stage; 5: Turonian stage; 6: Cenomanian stage; 7: major fault; 8: anticlinal undulation; 9: synclinal undulation; 10: river; 11: town.
Crédits D’après Mégnien et Mégnien, 1980 in Costa, 1997 ; Laignel, 1997. From Megnien and Megnien, 1980 in Costa, 1997; Laignel, 1997.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10872/img-1.png
Fichier image/png, 2,9M
Titre Fig. 2 – Lithologie des sites suivis au TLS (Scanner Laser Terrestre). Fig. 2Lithology of two sites surveyed by TLS (Terrestrial Laser Scanning).
Légende S3 : Santonien supérieur ou partie inférieure de « Newhaven Chalk » ; S2c : partie supérieure du Santonien moyen ou partie supérieure de « Seaford Chalk » ; S2b : partie médiane du Santonien moyen ou partie supérieure de « Seaford Chalk » ; S2a : base du Santonien moyen ou partie moyenne de « Seaford Chalk » ; Co2 : Coniacien moyen ou partie inférieure de « Seaford Chalk » ; Co1 : Coniacien inférieur ou partie supérieure de « Lewes Chalk ». S3: Upper Santonian or lower part of « Newhaven Chalk »; S2c: upper part of Middle Santonian or upper part of « Seaford Chalk »; S2b: middle part of Middle Santonian or upper part of « Seaford Chalk »; S2a: base of Middle Santonian or middle part of « Seaford Chalk »; Co2: Middle Coniacian or lower part of « Seaford Chalk »; Co1: Lower Coniacian or upper part of « Lewes Chalk ».
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10872/img-2.png
Fichier image/png, 7,0M
Titre Fig. 3 – Levés utilisés pour le suivi diachronique. Fig. 3Used surveys for the diachronic study.
Légende En gris, les levés avec une marge d’erreur importante qui seront uniquement utilisés de manière qualitative. In grey, surveys with high error margin that will only be qualitatively used.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10872/img-3.png
Fichier image/png, 421k
Titre Fig. 4 – Méthode de levé des sites au TLS (Scanner laser terrestre). Fig. 4Method of survey with TLS (Terrestrial Laser Scanning) on two sites.
Légende 1 : cible (photo n° 1) ; 2 : base du tachéomètre (photo n° 2) ; 3 : base DGPS (photo n° 3) ; 4 : station du scanner laser terrestre (photo n° 4). 1: target (photo n°1); 2: base of total station (photo n° 2); 3: DGPS base (photo n° 3); 4: station of terrestrial laser scanning (photo n° 4).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10872/img-4.png
Fichier image/png, 3,3M
Titre Fig. 5 – Taux d'ablation en contexte de falaise vive et morte entre 2010 et 2013. Fig. 5Ablation rates in context of active cliff and abandoned cliff between 2010 and 2013.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10872/img-5.png
Fichier image/png, 872k
Titre Tab. 1 – Comparaison des taux de recul obtenus par photo-interprétation et par TLS (Scanner Laser Terrestre). Tab. 1Comparison of retreat rates obtained by photo-interpretation and by TLS (Terrestrial Laser Scanning).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10872/img-6.png
Fichier image/png, 354k
Titre Fig. 6 – Répartition spatiale des taux d'ablation en contexte de falaise vive et morte. Fig. 6Spatial distribution of ablation rates in context of active cliff and abandoned cliff.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10872/img-7.png
Fichier image/png, 1,0M
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Pour citer cet article

Référence papier

Pauline Letortu, Stéphane Costa, Olivier Maquaire, Christophe Delacourt, Emmanuel Augereau, Robert Davidson et Serge Suanez, « Taux d’ablation des falaises crayeuses haut-normandes : l’apport du scanner laser terrestre », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 21 – n° 1 | 2015, 73-82.

Référence électronique

Pauline Letortu, Stéphane Costa, Olivier Maquaire, Christophe Delacourt, Emmanuel Augereau, Robert Davidson et Serge Suanez, « Taux d’ablation des falaises crayeuses haut-normandes : l’apport du scanner laser terrestre », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 21 – n° 1 | 2015, mis en ligne le 01 janvier 2016, consulté le 18 octobre 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/10872 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10872

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Auteurs

Pauline Letortu

LETG-Caen Géophen, Université de Caen Basse-Normandie, UMR LETG 6554 CNRS, Esplanade de la paix, CS 14032, 14032 Caen Cedex 5, France (pauline.letortu@unicaen.fr).

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Stéphane Costa

LETG-Caen Géophen, Université de Caen Basse-Normandie, UMR LETG 6554 CNRS, Esplanade de la paix, CS 14032, 14032 Caen Cedex 5, France (stephane.costa@unicaen.fr).

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Olivier Maquaire

LETG-Caen Géophen, Université de Caen Basse-Normandie, UMR LETG 6554 CNRS, Esplanade de la paix, CS 14032, 14032 Caen Cedex 5, France (olivier.maquaire@unicaen.fr).

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Christophe Delacourt

Laboratoire Domaines Océaniques, Université de Bretagne Occidentale, Institut Universitaire Européen de la Mer, Place N. Copernic, 29280 Plouzané, France (christophe.delacourt@univ-brest.fr).

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Emmanuel Augereau

Laboratoire Domaines Océaniques, Université de Bretagne Occidentale, Institut Universitaire Européen de la Mer, Place N. Copernic, 29280 Plouzané, France (emmanuel.augereau@univ-brest.fr).

Robert Davidson

LETG-Caen Géophen, Université de Caen Basse-Normandie, UMR LETG 6554 CNRS, Esplanade de la paix, CS 14032, 14032 Caen Cedex 5, France (robert.davidson@unicaen.fr).

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Serge Suanez

LETG-Brest Géomer, Université de Bretagne Occidentale, Institut Universitaire Européen de la Mer, Place N. Copernic, 29280 Plouzané, France (serge.suanez@univ-brest.fr).

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