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Structure et évolution des falaises gréseuses et argileuses du cap Gris-Nez (Boulonnais, France)

Structure and evolution of the sandstoneand clay cliffs at Cape Gris-Nez (Boulonnais, France)
Guillaume Pierre
p. 297-310

Résumés

Le recul des falaises argilo-gréseuses du cap Gris-Nez, mesuré par analyse photogrammétrique pour la période 1944–2003, est de moins de 4 m en moyenne, soit 0,07 m/an. Cette faible valeur s’explique d’une part par la résistance in situ des Grès de la Crèche qui limite l’action des processus subaériens, et d’autre part par la présence en pied de falaise d’une rampe en pente forte couverte de blocs gréseux écroulés, qui limite l’action des processus marins sur le platier et au pied de la falaise. Dans ce contexte, la distribution des trous d’obus datant de la Seconde Guerre mondiale influence la variabilité spatiale du recul, en favorisant le lent processus de suffosion qui fragilise le haut de la falaise.

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Notes de la rédaction

Remerciements
Les analyses au MEB ont été effectuées par J.P. Recourt (Laboratoire Processus et Bilans des Domaines Sédimentaires, UMR 8110, UST-Lille), et la calcimétrie par N. Cunat-Bogé (Laboratoire Géomorphologie et Gestion des Milieux Naturels, EA 3339, UST-Lille). L’auteur remercie J.-C. Thouret et J. Raffy pour leur lecture critique du manuscrit original.

Texte intégral

Introduction

1Les falaises du cap Gris-Nez (fig. 1), n’ont pas fait l’objet d’une étude détaillée et synthétique visant à établir la vitesse de leur recul et les modalités de leur évolution. Ainsi, P. M. Clique et J. P. Lepetit (1986), sur la base des estimations de A. Briquet (1930), ont proposé pour l’ensemble de ces falaises une valeur de recul moyenne (0,17 m/an), qui occulte la variabilité spatiale du phénomène et ne permet donc pas d’en déterminer les causes. La mesure précise du recul sur 59 ans et la cartographie à grande échelle des mouvements de terrain affectant la paroi de la falaise permettent de lever cet obstacle et de s’interroger sur le rôle des paramètres structuraux et sur l’influence des paramètres anthropiques dans ce recul. À ce titre, l’analyse précise des différents faciès des Sables et Grès de la Crèche, qui n’avait jamais été faite, rend compte du comportement de ces matériaux vis-à-vis de l’érosion, qui explique pour une bonne part l’indigence du recul.

2Le rôle protecteur des blocs gréseux sur le haut estran a souvent été évoqué (Briquet, 1930 ; Clique et Lepetit, 1986 ; Battiau-Queney et al., 2003) sans pour autant être précisément défini. Ces blocs protègent-ils le pied de la falaise de l’attaque des vagues, ralentissant ainsi son recul (Sunamura, 1982), ou protègent-ils la plate-forme littorale de l’abrasion, ralentissant ainsi son abaissement (Trenhaile, 1980 ; Stephenson, 2000) ? En d’autres termes, ces falaise relèvent-elles d’un modèle d’évolution selon lequel l’abaissement de la plate-forme doit précéder le recul de la falaise, ou au contraire d’un autre modèle selon lequel le recul de la falaise doit précéder l’abaissement de la plate-forme (Sunamura, 1983, 1992 ; Kamphuis, 1987) ? Enfin, le constat du faible recul des falaises du cap Gris-Nez fournit l’occasion de s’interroger sur l’équilibre à long terme de l’ensemble plate-forme et falaise (Stephenson, 2000) : s’agit-il d’un équilibre dynamique, pour lequel le profil entier recule en se conservant, ou d’un équilibre statique, qui équivaut à l’arrêt du recul ?

Méthodes d’étude

3Les techniques d’analyse photogrammétrique appliquées à la mesure de l’érosion côtière ont été décrites et éprouvées par plusieurs auteurs (Moore, 2000 ; Pierre et Lahousse, 2003 ; Costa et al., 2004). Au cap Gris-Nez, le recul du trait de côte a été mesuré par recalage de photographies aériennes de la Royal Air Force (RAF) prises le 4 juin 1944 (échelle des clichés : 1/7 000) sur un plan topographique établi par procédés photogrammétriques (marge d’erreur ± 14 cm) à partir d’une mission aérienne spécifique effectuée le 11 juin 2003 (échelle des clichés : 1/7 500) après l’implantation sur le terrain de neuf points fixes rattachés aux systèmes Lambert 1 et au Nivellement Général de la France (NGF). Une série d’amers, bien répartis et identifiés sur les clichés de la RAF (blockhaus) et sur le plan topographique géoréférencé de 2003, a été utilisée pour la rectification des photographies de 1944 (méthode polynomiale linéaire) et pour leur calage automatique sur le plan de 2003 à l’aide du logiciel ER Mapper 6.4. Chaque amer a été localisé à 3 pixels près sur les photographies de la RAF. Compte tenu de la résolution retenue lors de leur numérisation (600 dpi : 1 pixel représente 30 cm sur le terrain), la marge d’erreur le long de la falaise après calage est de ± 1 m. Deux tracés ont été retenus pour décrire le haut de falaise sur les photographies de 2003 : la rupture de pente sommitale convexe et la limite supérieure d’arrachement, sachant que la première ne se rencontre jamais sans la seconde. Le haut de falaise repéré sur les photographies de 1944 correspond à la limite d’arrachement, la seule qui soit clairement identifiable en l’absence de couples stéréoscopiques. La valeur du recul calculée correspond donc au déplacement de ce trait, mesuré tous les 5 m, perpendiculairement à la côte.

4Le plan topographique au 1/2 000, avec une équidistance des courbes de niveau de 2 m et des courbes intercalaires de 1 m, a servi de support à la cartographie géomorphologique des mouvements de terrain tels qu’ils ont été observés entre juin 2003 et septembre 2004. Il a en outre permis de décrire les caractéristiques morphométriques du haut estran. Quant aux différents caractères minéralogiques, micromorphologiques et géochimiques des Sables et Grès de la Crèche, ils ont été déterminés par analyse au Microscope Electronique à Balayage (MEB) et par calcimétrie sur 12 échantillons.

Les falaises dans leur contexte

Fig. 1 – Carte de localisation.
Fig. 1 – Location map.

Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1 – Location map.

1 : phare ; 2 : piézomètre ; 3 : pied de falaise.
1 : head light ; 2 : piezometer ; 3 : cliff foot.

5Les falaises du cap Gris-Nez représentent la terminaison nord occidentale du Boulonnais, correspondant au rebord du bloc Artois soulevé au dessus de la zone faillée du Pas-de-Calais (Colbeaux et al., 1980). Elles sont taillées dans un ensemble lithostructural du Kimméridgien et du Tithonien (Geyssant et al., 1993). Entre la pointe du Riden et le trou du Nez se succèdent de bas en haut (fig. 2) : les Argiles de Châtillon, épaisses de 18 à 25 m, constituées de niveaux feuilletés silto-argileux et silto-sableux dans lesquelles s’intercalent des bancs calcaires lumachelliques, décimétriques à pluri-décimétriques ; les Grès de la Crèche inférieurs épais de 10 m, comprenant des bancs de grès carbonatés décimétriques et de grès en boules enrobés dans une matrice sableuse. Du sud au nord, entre la pointe du Riden et le cap Gris-nez (fig. 1), les Argiles de Châtillon et les Grès de la Crèche affleurent sur des épaisseurs qui varient en fonction de la hauteur de la falaise, comprise entre 25 et 45 m, et des déformations souples et cassantes, perpendiculaires à la côte, qui affectent la série jurassique (fig. 3). Au nord du cap Gris-Nez, la paroi de la falaise est calée sur le flanc nord d’un anticlinal dissymétrique d’axe parallèle au trait de côte (N90) et à vergence nord (Lamarche et al., 1998). Les Grès de la Crèche affleurent donc sur toute sa hauteur. Vers l’est, dominant le trou du Nez, la falaise prend, sur un court tronçon, une orientation nord-sud et les argiles de Châtillon affleurent à nouveau et sur toute la hauteur de la paroi.

Fig. 2 – Lithostratigraphie des falaises du cap Gris-Nez (d'après Hatrival et al., 1971 et Geyssant et al., 1993, modifiés).
Fig. 2 – Lithostratigraphy of the Cape Gris-Nez cliffs (after Hatrival et al., 1971 and Geyssant et al., 1993, modified).

Fig. 2 – Lithostratigraphie des falaises du cap Gris-Nez (d'après Hatrival et al., 1971 et Geyssant et al., 1993, modifiés).Fig. 2 – Lithostratigraphy of the Cape Gris-Nez cliffs (after Hatrival et al., 1971 and Geyssant et al., 1993, modified).

Fig. 3 – Structure de la falaise et nature de l’estran entre le trou du Nez et la pointe du Riden.
Fig. 3 – Structure of the cliff and nature of the foreshore between trou du Nez and pointe du Riden.

Fig. 3 – Structure de la falaise et nature de l’estran entre le trou du Nez et la pointe du Riden. Fig. 3 – Structure of the cliff and nature of the foreshore between trou du Nez and pointe du Riden.

1 : Sables et Grès de la Crèche ; 2 : argiles de Châtillon ; 3 : graviers et cailloux ; 4 : blocs gréseux ; 5 : remblai ; 6 : platier nu gréseux (d'après Hatrival et al., 1971, modifié).
1 : Sables et Grès de la Crèche ; 2 : Argiles de Châtillon ; 3 : pebble and cobble ; 4 : sandstone boulders ; 5 : armouring ; 6 : bare sandstone platform (after Hatrival et al., 1971, modified).

6Si les argiles de Châtillon ont fait l’objet d’investigations poussées (El Albani et al., 1993 ; Debrabant et al., 1994 ; Deconinck et al., 1996), il n’en va pas de même des Sables et Grès de la Crèche (et de Châtillon qui présentent les mêmes faciès), remarquables par la présence de boules gréseuses enrobées dans une matrice sableuse et de bancs gréseux mamelonnés. Ces formes arrondies ont été attribuées, sur des critères macroscopiques, à un processus de concrétionnement (Ager et Wallace, 1966 ; Battiau-Queney et al., 2003) ou au contraire de dissolution (Hatrival et al., 1971 ; Bonte et al., 1985). À la lumière des travaux de O. Walderhaug et P. A. Bjørkum (1998), la description précise des affleurements couplée à l’analyse micromorphologique et géochimique des sables et des grès permet de reconsidérer la question. À l’origine, les matériaux constituaient des barres sableuses à laminations obliques et riches en bioclastes carbonatés, soumises à la houle dans des milieux de haute énergie (Geyssant et al., 1993). Les ensembles grésifiés à ciment calcique présentent trois faciès : des concrétions continues en bancs centimétriques à décimétriques ; des concrétions discontinues allongées dans les strates sableuses centimétriques à décimétriques ; enfin des concrétions métriques sphéroïdales éparpillées dans les bancs sableux les plus épais (photo 1). Ces trois faciès ont déjà été décrits dans les sables jurassiques de Bridport (Burton Cliff, Dorset ; Bjørkum et Walderhaug, 1990), où ils ont été interprétés comme le résultat de la précipitation du CaCO3 issu de la dissolution des carbonates d’origine biogénique, à faible profondeur (1,5 à 2 km) et à basse température (50 à 70°C). La répartition des volumes grésifiés dépend de la quantité de carbonate biogénique disponible dans les lits sableux, tandis que la forme arrondie des concrétions est liée à leur mode de croissance par nucléation.

Photo 1 – Vue du cran Barbier depuis l’estran.
Photo 1 – View of cran Barbier from the foreshore.

Photo 1 – Vue du cran Barbier depuis l’estran. Photo 1 – View of cran Barbier from the foreshore.

1 : Sables et Grès de la Crèche (concrétions continues à la base, concrétions sphéroïdales au milieu, concrétions aplaties au sommet) ; 2 : Argiles de Châtillon ; 3 : banc calcaire dans les Argiles de Châtillon ; 4 : moellons de grès sur l’estran (localisé sur la fig. 6).
1 : Sables and Grès de la Crèche (lower part : continuous concretions, middle part : spheroidal concretions, upper part : flattened concretions) ; 2 : Argiles de Châtillon ; 3 : calcareous bed within Argiles de Châtillon ; 4 : sandstone boulders on the foreshore (location on fig. 6).

7Les analyses chimiques et micromorphologiques d’échantillons prélevés dans les trois types de concrétion gréseuse et dans les sables donnent des résultats conformes au modèle proposé par P. A. Bjørkum et O. Walderhaug (1990). Ainsi la teneur en CaCO3 est quatre fois plus élevée dans les boules gréseuses que dans les sables qui les enrobent (tab. 1). Cette distribution est le résultat de la formation de nucléus calciques et de leur croissance centrifuge par diffusion du carbonate de calcium biogénique. Le ciment calcique occupe tout l’espace intergranulaire dans les grès (fig. 4A, B et C), tandis que dans les sables, où il ne reste plus trace de débris coquilliers, la faible quantité de carbonate de calcium (10,1 %) prend la forme de revêtements ou de remplissages modestes (fig. 4D). À l’inverse, il arrive que des débris coquilliers carbonatés subsistent enrobés dans les ciments calciques (fig. 4A et C) à proximité de nucléus à croissance rapide (Walderhaug et Bjørkum, 1998). Il apparaît que les concrétions allongées et continues peu épaisses (décimétriques) ont une teneur plus élevée en CaCO3 que les concrétions sphériques éparpillées (tab. 1) : cela est probablement dû à une plus grande richesse en carbonate de calcium biogénique des lits les moins épais où elles se forment, lits correspondant à des périodes d’apports détritiques réduits. Les formes arrondies dans les Grès de la Crèche ne sont donc pas le résultat d’un processus de dissolution des grès, mais celui d’une redistribution diagénétique des carbonates biogéniques contenus dans les sables, par nucléation et diffusion de la calcite. La précipitation d’un ciment calcique confère aux volumes grésifiés une résistance mécanique et une imperméabilité qui contrastent avec celles des sables encaissants.

Fig. 4 – Microstructure des quatre faciès des Sables et Grès de la Crèche (MEB).
Fig. 4 – Microstructure of the four facies of the Sables and Grès de la Crèche (SEM).

Fig. 4 – Microstructure des quatre faciès des Sables et Grès de la Crèche (MEB). Fig. 4 – Microstructure of the four facies of the Sables and Grès de la Crèche (SEM).

A : concrétions discontinues allongées ; B : concrétions sphéroïdales éparpillées ; C : concrétions continues ; D : sables. (Q : quartz ; Ci : ciment ; B : bioclaste ; Ap : apatite ; Re : résine).
A : stratabound flattened concretions ; B : scattered spheroidal concretions ; C : continuous concretions ; D : sand. (Q : quartz ; Ci : cement ; B : bioclast ; Ap : apatite ; Re : resin).

Tableau 1 – Analyses chimiques, granulométriques et minéralogiques des sables et grès de la Crèche.
Table 1 – Chemical, textural and minerals analyses of the Sables et Grès la Crèche.

Tableau 1 – Analyses chimiques, granulométriques et minéralogiques des sables et grès de la Crèche.Table 1 – Chemical, textural and minerals analyses of the Sables et Grès la Crèche.

8Ce contraste se répercute en premier lieu sur la circulation des eaux souterraines. Sur le plateau d’Audinghen, les eaux de pluie s’infiltrent dans les affleurements de Grès et sables du Kimméridgien (Grès de Châtillon) et du Tithonien (grès de la Crèche), qui sont les deux niveaux les plus perméables d’un aquifère multicouche peu développé (fig. 2). Depuis 1997, des relevés piézométriques sont effectués mensuellement dans les Grès de Châtillon au forage de la station d’Onglevert à 2,5 km en arrière du littoral (altitude : 85 m ; fig. 1). Dans la nappe, sub-affleurante à cet endroit, les variations piézométriques sont de faible amplitude (0,50 m en moyenne entre 1997 et 2003). L’écoulement latéral est en effet rapide et la nappe n’enregistre pas les rythmes pluviométriques. Entre Audresselles et le cap Gris-Nez, les sols sont à dominante sableuse et de types brunisols saturés rédoxiques ou néoluvisols rédoxisols saturés (Sterckeman et Douay, 2002). Leur épaisseur est comprise entre 60 et 150 cm et dépend de la présence et de la profondeur des bancs gréseux. Si les sols se développent sur un niveau gréseux continu et non fissuré la nappe s’y cantonne et des mares temporaires se forment alors en surface. Dans le cas inverse, l’eau percole dans les niveaux sableux jusqu’aux niveaux imperméables que constituent les Argiles de Châtillon ou les Calcaires (marneux) du Moulin-Wibert (fig. 2). Dans les deux cas, les eaux sont dirigées vers la mer suivant le pendage des couches.

9Sur le site étudié, le marnage est supérieur à 8 m pour une marée de vive eau exceptionnelle. À marée haute, la mer ne dépasse pas la cote 4,90 m NGF et n’atteint donc pas le pied de la falaise (6 à 8 m NGF) par temps calme. L’estran se découvre sur 80 m à marée basse, pour la portion de côte orientée nord-sud et sur 500 m en avant du trou du Nez. Cette différence est liée à la morphologie de la plate-forme, dont la pente générale, sur la façade ouest, est influencée par le pendage ouest de la série jurassique. La plate-forme s’abaisse donc rapidement jusqu’à l’isobathe des 10 m (limitant vers le large les petits fonds) qui se trouve en moyenne à moins de 250 m du zéro hydrographique (fig. 1). Cette pente qui, relie le trait de côte à l’isobathe des 10 m, a une valeur proche de 3°. Le pied de falaise est précédé d’une rampe en pente forte (16°) recoupant les Argiles de Châtillon et couverte de blocs gréseux. Sur la façade nord de la zone étudiée, la plate-forme, horizontale, a une pente inférieure à 1° et se raccorde directement au pied de la falaise. Les vents dominants de secteur ouest engendrent une houle annuelle dont la hauteur est inférieure à 5 m et la période moyenne est de 6 secondes (Augris et al., 1990). Une houle centennale d’une hauteur de 8 m a été observée au large du cap Gris-Nez le 25 janvier 1990 lors d’une très forte tempête de secteur SW accompagnée de rafales supérieures à 28 m/s (Wissocq, 1992). Les vents de secteur NE sont moins violents (force moyenne : 5 à 8 m/s) et les tempêtes de même secteur moins fréquentes.

Modalités et valeur du recul

10Les processus affectant la paroi de la falaise sont commandés par l’effritement des Argiles de Châtillon, mettant lentement les Grès sus-jacents en porte-à-faux, et par la perte de cohérence des grès de la Crèche qui favorise les arrachements et le basculement de blocs gréseux. L’usure des Argiles de Châtillon est un phénomène très superficiel. Malgré leur granulométrie relativement grossière, ces matériaux très compactés ont une faible perméabilité. Ils restent donc secs dans la masse et ne se prêtent pas au fluage. Probablement favorisée par le phénomène de détente et d’haloclastie, la libération de débris fins est le résultat de l’alternance d’humectation et de dessiccation, liée au suintement d’eau continentale à la base des grès (photo 1) et aux embruns. Accumulés en pied de la paroi, ces débris fins sont susceptibles de fluer (fig. 5). L’usure des Sables et Grès de la Crèche dépend au contraire de leur perméabilité. La résurgence en bordure de falaise des eaux infiltrées à la surface du plateau provoquent, dans ces matériaux, un soutirage des sables et un déchaussement des grès concrétionnés. Une fois à l’air libre, les grès subissent une desquamation et s’ornent de taffonis. Parfois, ils se fendent dans la masse le long de joints (photo 1). Sur le revers de la falaise, aux endroits où les bancs gréseux sont discontinus, le soutirage des sables entraîne la formation d’entonnoirs, qui s’ouvrent sur la paroi dès qu’ils sont recoupés par le haut de falaise (photo 2). Ces deux processus préparatoires, affectant les Argiles et les Grès, conditionnent l’occurrence de mouvements de terrain un peu plus importants et qui se relaient dans le temps (fig. 5). Il s’agit, dans les argiles de Châtillon, de l’éboulisation des bancs calcaires mis en saillie par l’usure des lits de granulométrie fine. En présence de débris fins, les éboulis calcaires accumulés en pied de falaise évoluent en coulées à blocs peu épaisses (fig. 5). Dans les grès de la Crèche se produisent des petits glissements de pans de roche si les bancs gréseux sont discontinus, ou des basculements de blocs gréseux, si ceux-ci sont suffisamment déchaussés (photo 3). Par endroits, dans l’axe des entonnoirs recoupés par le haut de falaise, le ruissellement entaille la paroi (fig. 5). Le versant nord-ouest du cap Gris-Nez, calé sur un flanc anticlinal faillé, présente des phénomènes de glissement en planche de bancs gréseux sur les argiles sous-jacentes, le long des plans de stratification (fig. 5).

Photo 2 – Haut de falaise au nord du cran de Quette.
Photo 2 – Cliff top north of cran de Quette.

Photo 2 – Haut de falaise au nord du cran de Quette. Photo 2 – Cliff top north of cran de Quette.

Sur le haut de falaise végétalisé, un entonnoir de suffosion est ouvert sur la paroi et recoupe le sentier (localisé sur la fig. 6).
Surrounded by the vegetated cliff top, a washout scar cut by cliff retreat is disrupting the trail (location on fig. 6).

Photo 3 – Paroi de la falaise et estran au nord du cran de Quette.
Photo 3 – Cliff face and foreshore north of cran de Quette.

Photo 3 – Paroi de la falaise et estran au nord du cran de Quette. Photo 3 – Cliff face and foreshore north of cran de Quette.

1 : glissement d’un pan de Grès de la Crèche au premier plan ; 2 : Argiles de Châtillon, avec quelques boules gréseuses basculées. L’herbe pousse sur des débris argilo-calcaires peu épais ; 3 : pied de falaise (altitude : 6 m) ; 4 : rampe couverte de blocs gréseux (localisé sur la fig. 6).
1 : Grès de la Crèche, with slab slide in the foreground ; 2 : Argiles de Châtillon, with collapsed sandstone boulders. The thin clayey and calcareous screes are vegetated ; 3 : cliff foot (elevation : 6 m) ; 4 : ramp covered with sandstone boulders (location on fig. 6).

Fig. 5 – Modalités de recul entre le cran Barbier et le trou du Nez.
Fig. 5 – Mode of retreat between cran Barbier and trou du Nez.

Fig. 5 – Modalités de recul entre le cran Barbier et le trou du Nez. Fig. 5 – Mode of retreat between cran Barbier and trou du Nez.

1 : maison ; 2 : blockhaus ; 3 : sentier ; 4 : pied de falaise (limite supérieure du chaos de boules) ; 5 : haut de falaise vif ; 6 : haut de falaise végétalisé ; 7 : masse éboulée stable ; 8 : tassement ; 9 : banc gréseux ; 10 : banc calcaire ; 11 : faille ; 12 : arrachement secondaire ; 13 : grès mamelonné en porte à faux ; 14 : glissement en planche ; 15 : glissement de pans ; 16 : ravinement ; 17 : coulée superficielle et hétérométrique ; 18 : débris éboulés évoluant en coulée ; 19 : éboulis calcaires ; 20 : enrochement ; 21 : trou d'obus ; 22 : ancien fort.
1 : house ; 2 : blockhaus ; 3 : trail ; 4 : bottom of the cliff (upper limit of the boulder apron) ; 5 : top of the cliff (scar) ; 6 : vegetated cliff-top ; 7 : stable scree ; 8 : sinking ; 9 : sandstone bed ; 10 : limestone bed ; 11 : fault ; 12 : minor scar ; 13 : overhanging sandstone bed ; 14 : rockslide ; 15 : slab slide ; 16 : gullying ; 17 : thin mudflow and debrisflow ; 18 : landslip evolving into flow ; 19 : calcareous scree ; 20 : armouring ; 21 : shell hole ; 22 : ancient fort.

11L’ampleur modeste et la faible fréquence de ces mouvements de terrain sont donc largement déterminées par des paramètres lithologiques. Le recul induit, sur 59 ans, est lent : 0,07 m/an dans le secteur sud, où la falaise culmine à 30 m (fig. 6 A), et 0,09 m/an dans le secteur nord (fig. 6B), où la falaise est un peu plus haute (40 à 45 m), mais il n’est pas sûr que la corrélation entre hauteur de la falaise et taux de recul ait un sens pour des écarts si faibles. La paroi nord du cap Gris-Nez, entièrement développée dans les grès, ne recule pratiquement pas (0,01 m/an). Au trou du Nez, où la paroi vive ne se développe que dans les Argiles de Châtillon, le recul est aussi de 0,01 m/an, mais cette faible valeur s’explique par la protection déjà ancienne du pied de falaise. Des cartes postales du début du xxe siècle attestent de la présence passée d’un perré (mur de soutènement), actuellement remplacé par un enrochement ralentissant efficacement l’érosion marine. Le secteur a cependant connu des périodes d’instabilité, puisque le haut du versant présente des formes de tassement impliquant une déformation lente des argiles (fig. 5). Ce phénomène, improbable ailleurs, s’explique ici par l’interruption des bancs gréseux aux abords du trou du Nez et par le redressement des couches dans les Argiles de Châtillon, favorisant l’infiltration de l’eau (fig. 3). Au gré de ces processus, et sur une soixantaine d’années, le haut et le bas de falaise ne reculent pas de façon synchrone. La comparaison des situations de 1944 et de 2003 sur le flanc ouest du cap Gris-Nez (fig. 6B), montre que le haut et le bas de la falaise peuvent reculer conjointement, mais à des vitesses différentes, ou séparément. C’est dire qu’il n’est pas prudent, sur une période brève, de prendre le pied de falaise comme trait de référence pour en évaluer le recul, comme le proposent certains auteurs (Maquaire, 1990 ; Battiau-Queney et al., 2003). Parfois, le bas de falaise actuel est en avant du bas de falaise de 1944. Ce cas correspond en fait à une situation temporaire : l’avancée vers la mer de matériaux détachés de la paroi. Les éboulis stabilisés (fig. 5B), déjà visibles sur les photographies aériennes de 1976 (IGN), en fournissent un exemple. Leur pérennité traduit, sur une période d’une trentaine d’années, l’efficacité réduite des processus d’évacuation par la mer. Au total, la falaise évolue lentement, et, compte tenu de la circulation rapide de l’eau dans les sols et dans l’aquifère sablo-gréseux, l’influence des rythmes pluviométriques sur le recul est peu marquée.

Fig. 6 – Valeurs du recul entre le cran Barbier et le trou du Nez.
Fig. 6 – Magnitude of retreat between cran Barbier and trou du Nez.

Fig. 6 – Valeurs du recul entre le cran Barbier et le trou du Nez. Fig. 6 – Magnitude of retreat between cran Barbier and trou du Nez.

1 : pied de falaise ; 2 : haut de falaise vif (arrachement) ; 3 : haut de falaise végétalisé, rupture de pente convexe ; 4 : pied de falaise en 1944 ; 5 : secteurs intensément bombardés sur le haut de falaise et trous d’obus.
1 : cliff foot ; 2 : cliff top (scar) ; 3 : vegetated and bevelled cliff top ; 4 : cliff foot in 1944 ; 5 : intensely bombed areas at the cliff top and shell holes.

12La disparité des valeurs de recul du haut de falaise, comprises entre 0 et 20 m (± 1 m), n’est pas uniquement d’origine structurale. Sur le flanc nord du cap Gris-Nez, la relation entre structure et valeur de recul est sans équivoque : quand le versant coïncide avec le flanc de l’anticlinal, à l’est de la faille, la falaise entièrement gréseuse est très stable. Ailleurs, l’influence de la structure sur la variabilité spatiale des valeurs de recul est moins claire. Par exemple, dans le secteur sud, entre le cran de Quette et le cran Barbier (fig. 3 et fig. 6 A), une plus grande épaisseur d’argiles à l’affleurement ou la présence de failles ne se traduit pas nécessairement par des valeurs de recul plus élevées. À l’inverse, sur le flanc ouest du cap Gris-Nez (fig. 3 et fig. 6B), l’épaisseur décroissante des argiles en bas de paroi ne s’accompagne pas d’une meilleure stabilité.

13La variabilité spatiale des valeurs de recul se comprend mieux si l’on tient compte de la répartition des trous d’obus laissés par les bombardements de la Seconde Guerre mondiale, visibles sur les photographies aériennes de 1944. Ainsi, sur près de 300 m au sud du cran des Sillers et de part et d’autre du cran de Quette, la falaise, peu bombardée, a peu reculé (fig. 6A). À l’inverse, les secteurs où la densité d’impacts est élevée ont davantage reculé. Si ces impacts ont probablement ameubli la roche, leur influence est d’un autre ordre : en brisant les bancs gréseux sur le revers de la falaise, ils accélèrent la formation d’entonnoirs de suffosion, naturellement déclenchée par le comportement de l’eau dans les sables et grès de la Crèche (photo 1 et photo 2). Qu’ils soient naturels ou associés à des impacts de bombes, les entonnoirs de suffosion, situés à proximité de la corniche et recoupés par le recul du haut de falaise, déterminent la présence d’une convexité sommitale souvent végétalisée du fait de la discrétion du ruissellement de surface sur le revers (photo 2). Ainsi, le haut de falaise est défini par une rupture de pente convexe qui ne doit pas être assimilée à une fausse falaise. Ce modelé est en effet directement lié aux processus de soutirage et suffosion qui conditionnent le recul de la corniche sablo-gréseuse, tandis que sa perfection est souvent associée à la densité de trous d’obus sur le haut de falaise (nord du cran Barbier, sud du cran de Quette, nord-ouest du cap Gris-Nez ; fig. 6). Quand le profil de la paroi se cale sur le toit des grès, le soutirage du sable n’est plus possible. C’est pourquoi la présence de trous d’obus n’accélère pas l’érosion sur le flanc nord du cap Gris-Nez. Il est donc normal d’y retrouver en grand nombre des cicatrices de bombardement. Ailleurs, ces cicatrices ont été gommées par le recul et, vers l’intérieur des terres, par les labours.

14À notre connaissance, aucune valeur de recul de falaises gréseuses ou argilo-gréseuses du type de celle qui nous intéressent n’a été publiée, quelle que soit la méthode de mesure utilisée. Les falaises du cap Gris-Nez font cependant exception, non sans une certaine confusion. En effet, A. Briquet (1930) mentionne pour le cap Gris-Nez la disparition progressive d’un fort du xvie siècle et donne quelques valeurs de recul ponctuel comprises entre 20 m et 60 m en 40 ans aux abords immédiats de Boulogne. Ce sont ces données que P. M. Clique et J. P. Lepetit (1986), citant A. Briquet, transforment en une valeur de « moins de 5 m », tout en la ramenant à la période 1947–1977 et en l’appliquant à l’ensemble du linéaire compris entre Audresselles et le trou du Nez. En conséquence, la valeur retenue dans les documents de gestion relatifs à cette portion du littoral est de 0,17 m/an Le recul est en fait bien plus lent, puisque l’analyse par photogrammétrie et recalage géométrique donne une valeur moyenne inférieure à 4 m (± 1 m) entre 1944 et 2003, soit 0,07 m/an. Le fort du xvie siècle (1546) n’a d’ailleurs pas totalement disparu : le tracé général de l’édifice est encore visible au sol (fig. 5) et seule la pointe nord pourrait avoir disparu. En effet, un plan sans échelle de 1728 représente le fort du « Grinez » proche du rebord de la falaise et entouré de cinq bastions, tandis qu’un autre plan de 1769 représente le même fort avec quatre bastions seulement (in Lequien, 2004). Le recul moyen de 0,07 m/an est par ailleurs très inférieur à celui obtenu sur les autres falaises, le plus souvent crayeuses ou argilo-crayeuses, des rives de la Manche, à savoir 0,14 m/an à 0,50 m/an entre 1966 et 1995 pour la Picardie (Costa et al., 2004), 0,14 m/an à 0,26 m/an entre 1939 et 2002 pour le cap Blanc-Nez (Pierre et Lahousse, 2003, 2004), et 0,10 m/an à 0,50 m/an sur différents pas de temps pour les côtes anglaises (May et Heeps, 1985).

Dynamique et rôlede la plate-forme littorale

15La résistance des bancs gréseux in situ et la compaction des Argiles de Châtillon expliquent pour une bonne part les faibles valeurs de recul des falaises du cap Gris-Nez. La morphologie de la plate-forme et la nature des matériaux qui la couvrent jouent aussi un rôle dans l’évolution du trait de côte. Comme ce rôle n’avait pas été envisagé du double point de vue de l’évolution de la plate-forme et de celle de la falaise du cap Gris-Nez, il mérite donc d’être précisé.

16La capacité des plages à briser l’énergie des vagues incidentes et donc à protéger les falaises de l’érosion est bien établie (Sunamura, 1992 ; Sallenger et al., 2002, entre autres). Cependant, S. M. Shih et P. D. Komar (1994) démontrent aussi qu’il existe une corrélation positive entre plages en pente forte et attaque par les vagues se soldant par une érosion accrue des falaises. En effet, les plages bien alimentées, qui ont une pente d’autant plus forte que leur granulométrie est grossière, prennent un caractère réflectif marqué (Wright et Short, 1984) qui se traduit par un déferlement à gonflement suivi d’un jet de rive puissant et érosif, dans la mesure où il atteint la paroi. Jusqu’à quel point ce schéma s’applique-t-il au cap Gris-Nez, où le haut estran présente des points communs avec les plages de blocs (c’est-à-dire de granulométrie supérieure à 20 cm), tels que pente forte et largeur réduite de zone de brisants ?

17Sur leur façade ouest, les falaises du cap Gris-Nez sont précédées par une plate-forme relativement étroite (250 m), inclinée à près de 3° et ne présentant pas de rupture au niveau des plus basses mers. Ces deux derniers caractères sont couramment associés aux environnements macrotidaux (Trenhaile, 1980, 1987) et la forme doit sans doute sa perfection ici au pendage vers l’ouest de la série jurassique. Cette physionomie correspond à celle des plates-formes de classe 2, telle que définie par L .A. Robinson (1977a), et s’accompagne parfois de matériaux de plage grossiers qui limitent l’action des vagues et réduisent la vitesse d’érosion. Le cas se présente tel quel entre le cran aux Œufs et Audresselles, au sud du secteur étudié (fig. 1). Au nord du cran aux Œufs apparaît un troisième trait morphologique qui n’avait jamais retenu l’attention : le pied de falaise s’élève (6 à 8 m NGF) et se raccorde au platier vers 2 m NGF par une pente de 16°. Cette pente, bien supérieure au pendage local des couches, inférieur à 1°, est entièrement développée dans les Argiles de Châtillon et couverte de blocs gréseux. Comme elle est en partie submergée par les pleines mers de vive eau et puisque le jet de rive atteint le pied de falaise par vent fort, elle fait partie intégrante de l’estran, et ressortit donc aux processus marins. Sur la façade nord du cap, en l’absence de corniche gréseuse et de platier argileux, le chaos de blocs et la rampe disparaissent, tandis que la plate-forme, horizontale, s’élargit.

18Compte tenu de la présence des blocs, quelle peut être le rôle respectif des vagues et de la météorisation dans la formation de cette rampe ? Le rôle de l’altération, à l’échelle de l’estran, a récemment été discuté (Stephenson, 2000 ; Stephenson et Kirk, 2000a, 2000b) et les phénomènes d’haloclastie et d’humectation–dessiccation, surtout efficaces en été, ont été mis en avant. Sur un profil de rampe et dans des schistes argileux au comportement proche de celui des Argiles de Châtillon, L. A. Robinson (1977b) attribue à la dessiccation, mais aussi à l’abrasion, l’essentiel du travail de l’érosion. L’abrasion nécessite que la rampe soit couverte d’une mince couche de débris et le processus, impliquant l’action des vagues, est naturellement plus efficace en hiver, quand la mer est plus forte. Les taux d’érosion mesurés sur la rampe sont compris entre 0,02 cm/an et 1,46 cm/an, valeurs jusqu’à dix fois supérieures à celles mesurées sur des plates-formes planes de même lithologie. L’auteur définit donc la rampe comme une forme dynamique associée à la présence de sédiments mobilisables. Qu’en est-il au cap Gris-Nez ?

19Premièrement, la probabilité que les blocs métriques accumulés sur la rampe soient déplacés par les vagues est quasiment nulle. La Manche est une mer confinée où les fortes houles, de secteurs SW, sont rares. Au large du cap Gris-Nez, la hauteur moyenne de la houle la plus fréquente est de 0,45 m (Clique et Lepetit, 1986). Or la taille moyenne des blocs déplacés par des vagues dont la hauteur en eau profonde est supérieure à 4 m, est évaluée à 0,25 m seulement (Lorang, 2000). La côte boulonnaise ne subit donc pas des conditions hydrodynamiques suffisamment sévères pour déplacer spectaculairement des blocs de grosse taille, comme cela a été observé dans les Caraïbes (Jones et Hunter, 1992), en Australie (Nott, 2003) ou en Irlande (Williams et Hall, 2004). Ainsi les agencements de blocs observés sur les photographies de 1944 se retrouvent-ils systématiquement sur celles de 2003.

20Sur la rampe, développée dans les argiles de Châtillon, les mesures difficilement réalisables manquent. Le taux d’érosion doit cependant y être faible : en effet, une érosion significative du platier n’aurait pas manqué de modifier l’emplacement des blocs gréseux qui le recouvrent. Mais l’abrasion sur la plate-forme est contrariée par le manque de sédiments mobilisables, quelle qu’en soit l’origine. Les débris sableux et argileux arrachés à la paroi sont évacués sans peine entre les blocs par la nappe de retrait, puis entraînés en suspension vers le large, ou au nord-est du cap Gris-Nez par la dérive littorale (Grochowski et al, 1993). Les débris plus grossiers, fournis en faible quantité par l’érosion des bancs calcaires, ne franchissent pas la rampe (photo 3). Pour cette raison, l’ensemble de la plate-forme en avant des falaises du Gris-Nez est essentiellement rocheux (Augris et al., 1990). Les parois intactes des blocs brisés, tombés sur le platier, constituent la preuve que les phénomènes de desquamation sont moins efficaces sur l’estran qu’au sommet de la falaise. Les blocs basculés produisent donc peu de débris utiles à l’abrasion. Leur ombre portée limite en outre la dessiccation des argiles de Châtillon sur lesquelles ils reposent (Robinson, 1977b) et, de fait, la production d’abrasifs.

21Au cap Gris-Nez, la formation de la rampe est donc liée à la présence des blocs gréseux, qui ralentissent les phénomènes de météorisation sur l’estran, et entraînent donc, indirectement, un déficit de l’action abrasive des vagues. En conséquence, la jonction entre la falaise et le platier se situe entre 6 et 8 m NGF, ce qui diminue considérablement la fréquence de l’attaque par les vagues à la base de la falaise. Rappelons qu’une pleine mer de vive-eau exceptionnelle n’atteint pas la cote 5 m NGF. L’absence de rampe au pied des falaises tournées vers la mer du Nord est largement compensée par la nature gréseuse de la paroi au nord du cap Gris-Nez et par la défense artificielle du pied de falaise au trou du Nez, les deux facteurs induisant des taux de recul très faibles.

Conclusion

22En somme, les processus subaériens agissant sur la paroi de la falaise étant peu efficaces, et l’abrasion marine sur la plate-forme étant encore moins efficace, toutes les conditions d’un recul lent sont réunies. La plate-forme ne s’abaissant pas, le recul à long terme de la falaise est compromis comme le montre J. W. Kamphuis (1987) dans son étude sur la plate-forme et les falaises de la rive nord du lac Erié, taillée dans du till massif. Par conséquent, écrire que les blocs de grès accumulés sur le platier protègent la falaise de l’assaut des vagues (Briquet, 1930 ; Clique et Lepetit, 1986 ; Battiau-Queney et al., 2003) ne revient à décrire qu’une partie de leur rôle dans l’évolution ralentie du trait de côte. Certes, les blocs dissipent l’énergie des vagues et entravent le jet de rive, mais ils protègent avant tout la rampe de la météorisation, et, partant, de l’abrasion marine. Ils entravent donc l’abaissement de la plate-forme, tout en maintenant de bonnes conditions d’évacuation des débris fins libérés par le recul lent de la falaise, ce qui en retour maintient une très faible quantité d’abrasif sur l’estran.

23Le littoral du Gris-Nez fournit une illustration convaincante du modèle d’antériorité de l’érosion verticale, selon lequel l’abaissement du platier immédiatement au pied de la falaise doit précéder son recul (Kamphuis, 1987 ; Sunamura, 1992). Il présente aussi un cas original d’évolution de la plate-forme littorale qui, tout en restant étroite, diminue l’efficacité des processus marins en pied de falaise, de sorte que sur la durée, le couple associant falaise et plate-forme s’approche d’un état d’équilibre statique, qui se traduit par l’indigence du recul. Ce type d’évolution est un peu différent de celui décrit par T. Sunamura (1992), selon qui l’équilibre statique est conditionné par l’élargissement de la plate-forme qui réduit la force des vagues au pied de la falaise et en ralentit donc le recul. En outre, comme la résistance des concrétions gréseuses (in situ ou en pied de falaise) diminue l’efficacité des processus, tant subaériens sur la falaise que marins sur la rampe, il est justifié d’attribuer la faiblesse du taux de recul aux paramètres structuraux (Sunamura, 1994 ; Benumof et Griggs, 1999), qui occultent les effets potentiels de l’exposition (Benumof et al., 2000). L’influence des avatars de la Seconde Guerre mondiale ne se fait sentir que localement, en accélérant les processus déterminés par la structure. Au total, sur un site essentiellement voué à la promenade et à l’agriculture et largement mis sous la protection du Conservatoire du littoral (la quasi-totalité de la zone de cheminement en haut de falaise notamment), les problèmes de gestion liés au recul ne sont pas préoccupants, y compris dans le secteur urbanisé du trou du Nez, où une villa construite au ras de l’escarpement avant 1939 ne manque pas d’attirer l’attention.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1 – Location map.
Légende 1 : phare ; 2 : piézomètre ; 3 : pied de falaise.1 : head light ; 2 : piezometer ; 3 : cliff foot.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-1.png
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Titre Fig. 2 – Lithostratigraphie des falaises du cap Gris-Nez (d'après Hatrival et al., 1971 et Geyssant et al., 1993, modifiés).Fig. 2 – Lithostratigraphy of the Cape Gris-Nez cliffs (after Hatrival et al., 1971 and Geyssant et al., 1993, modified).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-2.png
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Titre Fig. 3 – Structure de la falaise et nature de l’estran entre le trou du Nez et la pointe du Riden. Fig. 3 – Structure of the cliff and nature of the foreshore between trou du Nez and pointe du Riden.
Légende 1 : Sables et Grès de la Crèche ; 2 : argiles de Châtillon ; 3 : graviers et cailloux ; 4 : blocs gréseux ; 5 : remblai ; 6 : platier nu gréseux (d'après Hatrival et al., 1971, modifié). 1 : Sables et Grès de la Crèche ; 2 : Argiles de Châtillon ; 3 : pebble and cobble ; 4 : sandstone boulders ; 5 : armouring ; 6 : bare sandstone platform (after Hatrival et al., 1971, modified).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-3.png
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Titre Photo 1 – Vue du cran Barbier depuis l’estran. Photo 1 – View of cran Barbier from the foreshore.
Légende 1 : Sables et Grès de la Crèche (concrétions continues à la base, concrétions sphéroïdales au milieu, concrétions aplaties au sommet) ; 2 : Argiles de Châtillon ; 3 : banc calcaire dans les Argiles de Châtillon ; 4 : moellons de grès sur l’estran (localisé sur la fig. 6).1 : Sables and Grès de la Crèche (lower part : continuous concretions, middle part : spheroidal concretions, upper part : flattened concretions) ; 2 : Argiles de Châtillon ; 3 : calcareous bed within Argiles de Châtillon ; 4 : sandstone boulders on the foreshore (location on fig. 6).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-4.png
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Titre Fig. 4 – Microstructure des quatre faciès des Sables et Grès de la Crèche (MEB). Fig. 4 – Microstructure of the four facies of the Sables and Grès de la Crèche (SEM).
Légende A : concrétions discontinues allongées ; B : concrétions sphéroïdales éparpillées ; C : concrétions continues ; D : sables. (Q : quartz ; Ci : ciment ; B : bioclaste ; Ap : apatite ; Re : résine).A : stratabound flattened concretions ; B : scattered spheroidal concretions ; C : continuous concretions ; D : sand. (Q : quartz ; Ci : cement ; B : bioclast ; Ap : apatite ; Re : resin).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-5.png
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Titre Tableau 1 – Analyses chimiques, granulométriques et minéralogiques des sables et grès de la Crèche.Table 1 – Chemical, textural and minerals analyses of the Sables et Grès la Crèche.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-6.png
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Titre Photo 2 – Haut de falaise au nord du cran de Quette. Photo 2 – Cliff top north of cran de Quette.
Légende Sur le haut de falaise végétalisé, un entonnoir de suffosion est ouvert sur la paroi et recoupe le sentier (localisé sur la fig. 6).Surrounded by the vegetated cliff top, a washout scar cut by cliff retreat is disrupting the trail (location on fig. 6).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-7.png
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Titre Photo 3 – Paroi de la falaise et estran au nord du cran de Quette. Photo 3 – Cliff face and foreshore north of cran de Quette.
Légende 1 : glissement d’un pan de Grès de la Crèche au premier plan ; 2 : Argiles de Châtillon, avec quelques boules gréseuses basculées. L’herbe pousse sur des débris argilo-calcaires peu épais ; 3 : pied de falaise (altitude : 6 m) ; 4 : rampe couverte de blocs gréseux (localisé sur la fig. 6).1 : Grès de la Crèche, with slab slide in the foreground ; 2 : Argiles de Châtillon, with collapsed sandstone boulders. The thin clayey and calcareous screes are vegetated ; 3 : cliff foot (elevation : 6 m) ; 4 : ramp covered with sandstone boulders (location on fig. 6).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-8.png
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Titre Fig. 5 – Modalités de recul entre le cran Barbier et le trou du Nez. Fig. 5 – Mode of retreat between cran Barbier and trou du Nez.
Légende 1 : maison ; 2 : blockhaus ; 3 : sentier ; 4 : pied de falaise (limite supérieure du chaos de boules) ; 5 : haut de falaise vif ; 6 : haut de falaise végétalisé ; 7 : masse éboulée stable ; 8 : tassement ; 9 : banc gréseux ; 10 : banc calcaire ; 11 : faille ; 12 : arrachement secondaire ; 13 : grès mamelonné en porte à faux ; 14 : glissement en planche ; 15 : glissement de pans ; 16 : ravinement ; 17 : coulée superficielle et hétérométrique ; 18 : débris éboulés évoluant en coulée ; 19 : éboulis calcaires ; 20 : enrochement ; 21 : trou d'obus ; 22 : ancien fort.1 : house ; 2 : blockhaus ; 3 : trail ; 4 : bottom of the cliff (upper limit of the boulder apron) ; 5 : top of the cliff (scar) ; 6 : vegetated cliff-top ; 7 : stable scree ; 8 : sinking ; 9 : sandstone bed ; 10 : limestone bed ; 11 : fault ; 12 : minor scar ; 13 : overhanging sandstone bed ; 14 : rockslide ; 15 : slab slide ; 16 : gullying ; 17 : thin mudflow and debrisflow ; 18 : landslip evolving into flow ; 19 : calcareous scree ; 20 : armouring ; 21 : shell hole ; 22 : ancient fort.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-9.png
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Titre Fig. 6 – Valeurs du recul entre le cran Barbier et le trou du Nez. Fig. 6 – Magnitude of retreat between cran Barbier and trou du Nez.
Légende 1 : pied de falaise ; 2 : haut de falaise vif (arrachement) ; 3 : haut de falaise végétalisé, rupture de pente convexe ; 4 : pied de falaise en 1944 ; 5 : secteurs intensément bombardés sur le haut de falaise et trous d’obus.1 : cliff foot ; 2 : cliff top (scar) ; 3 : vegetated and bevelled cliff top ; 4 : cliff foot in 1944 ; 5 : intensely bombed areas at the cliff top and shell holes.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/578/img-10.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Guillaume Pierre, « Structure et évolution des falaises gréseuses et argileuses du cap Gris-Nez (Boulonnais, France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 11 - n° 4 | 2005, 297-310.

Référence électronique

Guillaume Pierre, « Structure et évolution des falaises gréseuses et argileuses du cap Gris-Nez (Boulonnais, France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 11 - n° 4 | 2005, mis en ligne le 01 janvier 2008, consulté le 17 octobre 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/578 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.578

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