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La hausse du niveau de la mer accélère-t-elle l’érosion des côtes? (3/3)

Référence de l'article : DS7721
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écrit par Yvonne BATTIAU-QUENEY,Professeur émérite de l’Université de Lille, CNRS- UMR 8187- Laboratoire d’Océanologie et Géosciences,(6 Septembre 2019)

(Troisième et dernière partie de l'étude de la professeure Yvonne Battiau-Queney sur l'impact (très grand) des tempêtes et des grandes marées, et celui (très faible) de l'élévation du niveau des océans (3 à 4mm par an), sur les traits côtiers) [*].

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4. L’impact des tempêtes sur le système côtier

4.1. La notion de tempête morphogénique

Le fonctionnement d’un système côtier est très difficile à modéliser et à prévoir, car il dépend d’évènements aléatoires que sont les tempêtes.
Ce sont cependant au cours de ces évènements de courte durée que les niveaux d’eaux extrêmes combinant surcotes de tempête et pleine mer de vive eau sont observés et que les flux d’énergie entrant dans le système côtier sont les plus intenses, car l’énergie des vagues est proportionnelle au carré de leur hauteur (encadré ci-dessous).


Extrait tiré du site http://www.clubdesargonautes.org/
On calcule l’énergie de la houle en intégrant l’énergie des particules d’eau sur toute la profondeur supposée suffisamment grande. Pour une houle régulière de hauteur H et de période T, on obtient la formule théorique suivante :
 

 
Dans laquelle :
ρ est la masse volumique de l’eau de mer (1024 kg.m-3), 
g est l’accélération de la pesanteur (9,81 m.s-2),
Hs est la hauteur significative de la houle mesurée en mètres. Comme on suppose ici une houle régulière, donc toutes les vagues ont la même hauteur H, bien entendu égale à Hs, 
T est la période de la houle en secondes. 
Le résultat E est exprimé watts par mètre de crête (W/m).
Cette formule théorique est valable si la profondeur d’eau est grande, lorsque la profondeur est supérieure à la moitié de la longueur d’onde.

Exemples :

Houle de 2m et de période 4s : 8 kW/m,
Houle de 3m et de période 6s : 27 kW/m,
Houle de 10m et de période 14s : 700 kW/m.


Mais toutes les tempêtes n’ont pas les mêmes effets sur le système côtier.
Certaines sont qualifiées de “morphogéniques” car elles modifient la morphologie du littoral et déplacent le trait de côte dans un sens ou dans l’autre (Battiau-Queney, 2014). Elles conjuguent des vents violents supérieurs à 120 km/h (engendrant une puissante dynamique éolienne sur les plages sableuses et dans les dunes), de basses pressions atmosphériques (engendrant une surcote marine aggravée en cas de coïncidence avec une pleine mer de vive-eau), une mer forte avec une hauteur de houle très supérieure à la moyenne et des phénomènes de run-up (hauteur maximale atteinte sur la côte par l’eau des vagues incidentes après leur déferlement).
 
La hauteur des vagues à la côte dépend de celle de la houle au large (qui dépend de la force des vents et du fetch ou course du vent sur la mer), mais aussi de la bathymétrie de l’avant-côte. La présence d’une avant-côte peu profonde et d’un large estran peu pentu, comme on en trouve sur le littoral de la Manche et de la mer du Nord, provoque la réfraction de la houle, l’amortissement des vagues dont la hauteur s’accroît et la longueur d’onde diminue (“shoaling zone” en anglais) et leur déferlement. La hauteur de vague centennale avant déferlement atteindrait 7,4 m à Boulogne, à comparer avec les 11 à plus de 12 m de hauteur le long du littoral aquitain aux eaux côtières plus profondes.

Selon la bathymétrie côtière, la houle incidente va engendrer un courant longitudinal appelé “dérive littorale” dont la puissance est directement liée à celle de la houle. Elle est maximale dans la zone précédant le déferlement (“shoaling zone“). La dérive littorale, avec les transports sédimentaires qu’elle génère, constitue un très important facteur d’évolution morphologique des littoraux rectilignes (type aquitain) qui s’ajoute aux transferts transversaux de sédiments dans la zone de “swash” (vers la terre par le “jet de rive” et vers le large par les courants de retour).

Les vagues les plus hautes, donc les plus énergiques, ont plusieurs effets : elles remettent en suspension les sédiments des fonds marins et créent des mouvements turbulents complexes et difficiles à modéliser.

Avant le déferlement, sur l’avant-côte, elles peuvent arracher à plus grande profondeur que d’ordinaire des sables et les déplacer jusqu’à la plage (Fig. 4).

Après le déferlement, elles s’étalent plus haut et peuvent déposer leur charge sédimentaire plus loin, à l’intérieur des terres, avec d’éventuels phénomènes d’overwash, c’est-à-dire de submersion par débordement d’obstacles naturels (comme un cordon dunaire ou une barrière corallienne) ou artificiels  (comme une digue).

Dans  ces cas, les vagues de tempête “nourrissent la plage” (Fig. 4) (Rosati et al., 2013; Houston, 2015; Brunel, 2012). Le cas des îles coralliennes basses est également intéressant, car plusieurs études montrent qu’en période d’élévation du niveau de la mer, les tempêtes sont capables de construire des crêtes de plages (“beach-ridges”) formés de débris coralliens remontés par les vagues de tempêtes et provoquant une avancée du trait de côte (Maragos et al., 1973; Taylor et al.,1996; Richmond & Morton, 2007; Duvat, 2007; Tamura, 2012; Weil Accardo et al., 2012; Spiske & Halley, 2014).

              
Figure 4. Plage de Merlimont  (au sud du Touquet) jonchée de coquilles de lutraires (Lutraria lutraria). Ces bivalves vivent enfouis dans le sable des petits-fonds marins et ne sont généralement pas remobilisés par les vagues. Pendant la forte tempête de mars 2008, sable et bivalves ont été arrachés du plancher marin, par des vagues plus hautes (donc plus puissantes) que d’ordinaire et propulsés sur la plage lors du déferlement. Cet exemple montre comment une tempête peut « nourrir » une plage et avoir un effet positif sur le budget sédimentaire du système côtier. (photos Y. Battiau-Queney, mars 2008).

Mais, à l’inverse, les vagues de tempête, plus puissantes, peuvent aussi attaquer plus efficacement le pied des dunes, les cordons de galets bordant la plage ou le pied des falaises. Les matériaux remobilisés sont ensuite rejetés vers le large par les courants de retour : courants de fond et courants sagittaux (rip-currents en anglais). Or ces courants (bien ressentis par les baigneurs par mer forte) sont d’autant plus puissants que les vagues sont fortes. Leur rôle est essentiel dans l’érosion des côtes.

Cependant, les conséquences morphologiques d’une même tempête vont dépendre aussi de facteurs locaux, comme l’a montré un récent travail sur les systèmes plages-dunes de la Flandre française (Maspataud, 2011; Maspataud et al., 2011). Les effets des tempêtes entre novembre 2007 et mars 2010 ont été analysés sur 2 sites éloignés de moins de 5 km (dune Dewulf et dune du Perroquet), soumis aux mêmes forçages météo-marins. Les impacts morphogéniques ont été très différents. L’impact d’une tempête dépend du niveau d’eau maximum atteint , mais aussi de l’état de la dune et du haut de plage avant l’épisode de tempête.

Dans un cas (dune Dewulf), le pied de dune a été atteint à plusieurs reprises par les vagues de tempête lorsque le pic de tempête coïncidait avec une pleine mer de vive-eau, causant un recul du pied de dune de 1 à 2 m et l’abaissement du haut de plage. Par contre quand le pic de tempête eut lieu en marée de morte-eau (novembre 2008), les vagues n’ont pas atteint le pied de dune.

Dans l’autre cas (dune du Perroquet), les mêmes tempêtes n’ont eu aucun impact érosif, car il y avait eu préalablement une importante accumulation de sable éolien en haut de plage : ce bourrelet a protégé la dune de l’érosion marine. Les rares cas où les vagues ont atteint le pied de dune, le sable de celle-ci rechargeait le haut de plage, permettant le développement de dunes embryonnaires. Le résultat cumulé s’est traduit par une aggradation de la plage et une avancée du trait de côte. Sur une période de 53 ans (1957-2010), le même contraste existe entre les deux sites : érosion de la dune Dewulf et accrétion de la dune du Perroquet (Fig. 5). Entre les deux, la dune Marchand est stable (oscille entre une légère érosion et une légère accrétion), ce qui est confirmé par la position des bunkers allemands.

Cependant, ce résultat final cumule des épisodes contrastés. L’étude souligne le rôle essentiel des niveaux d’eau durant l’épisode de tempête, la durée de l’épisode et l’état de la dune et de la plage avant la tempête. La différence de comportement entre les deux sites est aussi à mettre en relation avec la bathymétrie des petits fonds (Héquette et al, 2009).


Figure 5. Évolution du trait de côte des dunes de Flandre (Nord de la France) de 1957 à 2010, d’après Maspataud et al., 2011).

En conclusion, sans nier la hausse actuelle du niveau de la mer observée sur la majorité des côtes du monde, il faut donc en relativiser ses effets par rapport à des événements aléatoires de très courte durée que sont les tempêtes. Quand elles sont suffisamment précises, les recherches montrent que l’impact morphogénique des tempêtes dépend autant des facteurs locaux que de leurs caractéristiques météo-marines.

4.2. La fréquence et l’intensité des tempêtes augmentent-elles avec le changement climatique ?

4.2.1. A l’échelle planétaire

Puisque le rôle des tempêtes est essentiel dans le fonctionnement des systèmes côtiers, il est fondamental de savoir si la fréquence et l’intensité de ces tempêtes augmentent avec le changement climatique. La plupart des médias le répètent avec une certaine assurance. Pourtant les chercheurs qui se sont sérieusement penchés sur la question sont beaucoup plus sceptiques. 
Par contre, la diffusion quasi immédiate et universelle de l’occurrence de tous les évènements tempétueux se produisant sur la Terre peut donner l’illusion d’une plus grande fréquence, d’autant qu’avec l’urbanisation accrue des zones littorales, une tempête de même intensité est susceptible de provoquer beaucoup plus de dégâts qu’il y a un siècle et de coûter beaucoup plus cher aux assurances.

Pour Beniston (2017) il faut faire une distinction entre les tempêtes tropicales et celles des moyennes et hautes latitudes :

1) Dans les zones extratropicales, entre 40° et 75° de latitude, l’observation depuis 1970 met en évidence une diminution d’environ trois tempêtes par décennie. Cela reste faible statistiquement et la durée d’observation est courte, mais ce pourrait être un premier signe du changement climatique sur le long terme.

L’explication vient des écarts de températures entre l’équateur et les pôles, qui constituent l’un des mécanismes générateurs de tempêtes en transférant l’excédent de chaleur depuis l’équateur en direction des pôles. Plus les écarts sont grands, plus les risques de tempêtes sont élevés. Si les hautes latitudes se réchauffent plus vite que les basses et les moyennes latitudes, comme cela semble se produire actuellement, le gradient thermique équateur/pôle diminue, ainsi que le potentiel de tempêtes.

2) Dans les zones tropicales, pour qu’une tempête ou un ouragan se développe, les températures de l’océan doivent être suffisamment élevées pour provoquer une évaporation importante entraînant la formation de cumulonimbus et la libération d’énergie dans l’atmosphère. Il est aussi nécessaire d’avoir une certaine rotation du système pour qu’il puisse s’amplifier (force centrifuge due à la force de Coriolis générée par la rotation de la Terre).
Les tempêtes et ouragans ne se produisent pas sous les latitudes équatoriales car la force de Coriolis y est nulle.

Par contre, les deux conditions nécessaires à la formation de tempêtes et ouragans (forte chaleur de l’océan et force de Coriolis assez puissante) sont remplies aux latitudes tropicales. On observe, depuis la fin des années 1990, une petite augmentation par rapport aux décennies précédentes dans la fréquence des ouragans et tempêtes tropicales, d’après NOAA (2016). Mais c’est une tendance globale, pas toujours vérifiée à l’échelle régionale (cf. ci-dessous à Charleston). Pour Beniston (2017) , la prévisibilité de l’intensité et de la fréquence des tempêtes futures reste très incertaine et nécessitera encore de nombreuses recherches.

4.2.2. Le cas d’une station tropicale : Charleston (Caroline du sud, USA)

Une toute récente étude a examiné la fréquence et les périodes de retour des cyclones tropicaux ayant affecté Charleston (33° de latitude Nord, Caroline du Sud, USA) entre 1670 et 1850 (Lindner, 2019). La ville de Charleston a été fondée en 1670 et s’est constamment développée depuis, malgré une grande vulnérabilité aux cyclones tropicaux venus à la fois de l’océan Atlantique, de la mer des Caraïbes et du golfe du Mexique. En raison des impacts des cyclones, la plupart ont été répertoriés par ceux qui les subissaient soit à terre soit en mer. Le secteur de Charleston est donc un excellent choix pour examiner sur le long terme la fréquence et l’intensité des tempêtes et cyclones tropicaux.

L’auteur a analysé les très nombreuses données historiques et scientifiques disponibles sur ce secteur. Sur un total de 78 cyclones retenus entre 1670 et 1850, il s’avère que la période de retour fut de 5,2 ans de 1670 à 1850 et plus spécifiquement de 3,8 ans entre 1778 et 1850, époque particulièrement bien documentée. Pour les années antérieures à 1850, il existe une marge d’incertitude dans le nombre de cyclones répertoriés mais avec un potentiel de lacunes et non un excès d’évènements. Les cyclones majeurs (ouragans de catégories 3, 4 et 5) survenus entre 1778 et 1850 sont les plus intéressants à considérer, car on est sûr qu’ils ont été répertoriés et leurs caractéristiques sont presque toujours bien connues. Pour Lindner (2019), leur période de retour est estimée à 9-10 ans pendant cet intervalle de 72 années. Ce résultat est à comparer avec une autre étude qui évalue à 28 ans la période de retour des cyclones majeurs entre 1851 et 2015 (Lindner & Neuhauser, 2018).

Pour Lindner (2019) ces deux études complémentaires sur le secteur de Charleston ne révèlent donc aucune tendance d’accroissement de la fréquence et de l’intensité des cyclones tropicaux depuis 1850, par rapport à ce qui s’est produit entre 1670 et 1850. Il s’avère même que les cyclones majeurs ont été plus fréquents entre 1778 et 1850 qu’après cette date. Une autre étude (Landsea, 1993) se base sur l’analyse des cyclones tropicaux dans l’océan Atlantique survenus depuis 1900 et ne montre pas de tendance à une augmentation de ce type d’évènements à terre. L’augmentation apparente du nombre de cyclones tropicaux répertoriés dans cet océan ne serait que le résultat de la révolution satellitaire des années 1960, amenant avec elle des outils technologiques capables de suivre en temps réel tous les cyclones en mer (Landsea, 2007). Il n’y avait en fait pas plus de cyclones tropicaux (y compris les majeurs) dans les trente dernières années du 20ème siècle qu’au début du même siècle.

4.2.3. Le cas des tempêtes aux moyennes latitudes

Pour le nord et nord-ouest de l’Europe et l’Atlantique nord, Hanna et al. (2008) ont fait un inventaire des tempêtes depuis 1830, à partir des pressions barométriques relevées dans les stations météorologiques du Danemark, des îles Féroé, du Groenland, d’Islande, du Royaume-Uni, des îles anglo-normandes et d’Irlande. En utilisant un indice de variabilité journalier de pression (Jónsson & Hanna, 2007), leurs recherches montrent une fréquence et une intensité plus grande de tempêtes autour de l’année 1900 et de 1990 à 1995. A l’inverse, ils ont détecté une période de calme de 1930 jusqu’au début des années 1960. Hanna et al. (2008) considèrent que dans ces régions il n’y a aucune preuve que le nombre et l’intensité des tempêtes augmentent avec le réchauffement climatique.

Pour l’ouest et le sud de l’Europe, les travaux les plus récents (Ouzeau et al., 2014; ONERC, 2015) montrent que depuis les cent dernières années, aucune tendance significative ne se dégage ni pour le nombre de tempêtes, ni pour leur intensité.

Il n’existe pas d’inventaire exhaustif des tempêtes en France remontant sur plusieurs siècles. Météo-France essaie d’y remédier en développant depuis 1999 une « Base de données d’événements marquants », incluant la documentation d’événements historiques.  Le nombre d’épisodes de vent fort, ainsi que celui des fortes tempêtes (0 en 1989, 1993 et 1998, 5 en 1965) présentent une forte variabilité interannuelle (7 en 1968, 26 en 1962), mais les études réalisées ne mettent pas en évidence de tendance significative depuis les années 1950 (Bessemoulin, 2002).

Ceci est confirmé par des recherches menées sur la fréquence et l’intensité des tempêtes le long de la côte d’Opale (Nord de la France). L’étude de Deboudt (1997) porte sur 4 siècles (depuis 1600) et se fonde sur les archives du Service Maritime des Ports de Boulogne-sur-Mer et de Calais pour le littoral du Pas-de-Calais, et celles de la Subdivision Maritime de 1’Équipement de Cherbourg, pour la côte nord-orientale du Cotentin. Les tempêtes qui ont donné lieu à la rédaction d’un rapport de l’Ingénieur responsable de la gestion du Domaine Public Maritime sont toutes associées à un recul rapide du trait de côte, une submersion du littoral ou/et une forte mobilité dunaire et des dommages aux ouvrages de défense du trait de côte.

A partir de 1882, les rapports des ingénieurs précisent les caractéristiques météo-marines des tempêtes morphogéniques. Sur le site de Sangatte (à l’ouest de Calais), Deboudt a trouvé 5 jours de tempêtes de 1600 à 1700, 21 jours de 1700 à 1800, 11 jours de 1800 à 1900 et 19 jours de 1900 à 1990. Les 17ème et 19ème siècles sont moins tempétueux que les 18ème et 20ème siècles, mais il n’y a pas de tendance régulière d’augmentation de la fréquence des tempêtes.

Trouet et al. (2012) ont montré à partir de diverses sources que la fréquence et l’intensité des tempêtes en Europe du nord-ouest avaient été plus fortes pendant le Petit Âge Glaciaire (de la fin du 15ème siècle à 1850) entraînant une mobilité accrue des dunes littorales. Pour eux, c’est le refroidissement du climat et non son réchauffement qui engendre des tempêtes extrêmes. Une conclusion confirmée par Szkornik et al. (2008) pour l’ouest du Danemark, à partir de l’étude d’un site littoral qui a connu depuis 2000 BP (‘Before Present’) une élévation du niveau de la mer d’environ 1,5m. Les auteurs ont mis en évidence une fréquence et intensité accrues des tempêtes entre 1460 et 1550 accompagnées d’une forte activité éolienne et dunaire et de la formation d’un marais maritime, pendant une phase d’élévation accélérée du niveau de la mer. Cela correspond au début du Petit Âge glaciaire.

Concluons que dans l’état actuel des recherches, rien ne permet de dire que le réchauffement actuel du climat engendre une augmentation de la fréquence et de l’intensité des tempêtes dans les régions des moyennes et hautes latitudes et des cyclones dans les régions tropicales.
 

5. Vulnérabilité accrue des côtes sous influence anthropique

Pour les spécialistes, les modèles actuels de projection climatique ne permettent pas de tirer de conclusions sur l’évolution de la fréquence et l’intensité des tempêtes. Par contre il est clair que les impacts des tempêtes sont considérablement aggravés par l’artificialisation du trait de côte (digues, enrochements, jetées, épis etc…) entraînant une vulnérabilité accrue des zones littorales sous influence anthropique et une hausse vertigineuse du coût supporté par les compagnies d’assurances (Puppinck, 2017).

On a vu que tout “système côtier” est naturellement mobile. Dans le cas d’un littoral sableux, il est normal que le trait de côte se déplace au gré des conditions météo-marines. Il existe un espace de respiration de plusieurs dizaines de mètres nécessaire au bon fonctionnement du système côtier. C’est en contradiction avec la volonté fréquente de l’homme de fixer ce trait de côte et de s’installer au plus près de la côte. Nous avons vu aussi que la ressource sédimentaire disponible pour assurer le fonctionnement normal du système côtier est un paramètre fondamental pour comprendre ce qui s’y passe.

Les effets des interventions humaines peuvent être décisifs pour l’évolution du littoral. Dans le cas d’un littoral sableux, il y a d’abord tout ce qui empêche ou contrarie les échanges sédimentaires entre dune et plage et entre la plage et les “petits-fonds” proches de la côte et qui participent à l’alimentation des plages. Il s’agit de tous les obstacles physiques édifiés en avant de la côte (brises-lames), sur la plage ou dans la dune (digues, enrochements …).

Il s’agit aussi de tout ce qui perturbe la libre circulation des sédiments le long de la côte (épis, jetées principalement). De très nombreuses études, partout dans le monde, ont montré le rôle essentiel des dunes littorales pour la bonne santé de la plage. Or, le nettoyage des laisses de mer et la destruction de la végétation du haut de plage empêchent le piégeage des grains de sable soulevés par le vent et donc la formation des dunes embryonnaires, première phase de l’édification des dunes bordières. Le nettoyage mécanique des plages est donc à proscrire absolument partout où il n’est pas indispensable.

Mais la cause première des problèmes d’érosion constatés sur beaucoup de côtes reste l’urbanisation de l’espace de respiration nécessaire au bon fonctionnement du système côtier. La plupart des stations balnéaires apparues sur nos côtes, et ailleurs dans le monde, se sont installées depuis le milieu du 19ème siècle sur les dunes bordières, au plus près de la mer. Pour aggraver les choses, on a le plus souvent édifié une promenade de bord de mer faisant office de digue. La plage n’étant plus alimentée par la dune, les dégâts des tempêtes ne peuvent plus être compensés par le stock de sables dunaires.

L’exemple de Lacanau (Gironde, France, côte aquitaine) est significatif (OCA, 2018). Installée en 1905 sur la dune mobile d’un secteur côtier relativement stable ou en très faible recul, la station s’est fortement développée à partir des années 1960. Suite au tempêtes des années 1970, une protection en dur du front de mer a été entreprise dès 1976, suivie de nouveaux ouvrages (digues, épis, enrochements) au gré des épisodes de tempête.

Le front de mer de Lacanau a été protégé au détriment de la plage dont le niveau s’est fortement abaissé, entraînant un processus rétroactif d’augmentation de l’énergie des vagues incidentes et donc d’érosion accélérée du haut de plage avec menace sur les ouvrages. C’est le début d’un cycle “infernal” nécessitant toujours plus d’ouvrages.

A contrario, au nord de la station là où plage et dune opèrent leurs échanges sans obstacle, le trait de côte est stable avec même en plusieurs endroits une légère avancée entre 1973 et 2014 (OCA, 2018, annexe 6, p. 320). À dix kilométriques au sud de la station, sur la commune du Porge on retrouve un système plage-dune stable et résilient (OCA, 2018, annexe 6, p. 328).

D’autres interventions anthropiques, trop souvent minimisées, sont les extractions de sédiments (sables ou galets) opérés sur la plage ou dans la dune bordière mais aussi en mer dans des secteurs participant directement à l’alimentation des plages proches. Il est maintenant interdit de prélever le sable des dunes littorales, mais c’était une pratique courante dans les années 1960 et 1970. Il est aussi interdit de prélever du sable et des galets sur les plages, ce qui n’est pas toujours bien compris des touristes soucieux d’emporter une “petit souvenir” de leur séjour. Les extractions de granulats dans les petits fonds ont perduré jusqu’à des dates récentes.

Enfin, dans beaucoup de stations balnéaires, il est considéré comme indispensable de désensabler le front de mer, pour le “confort” des riverains et touristes. Pendant longtemps, le sable était exporté dans un but utilitaire (constructions, ouvrages d’art, utilisations industrielles …) et non remis sur la plage, entraînant une perte nette pour le système côtier. Cette pratique n’est pas complètement abandonnée mais elle est plus rare.

Beaucoup de municipalités ont compris qu’il fallait traiter ce sable comme un “trésor de guerre” indispensable à l’équilibre des plages. C’est le cas à Biarritz (Pyrénées atlantiques) ou à Hardelot (Pas-de-Calais) par exemple. On cherche de plus en plus à piéger le sable sur la plage avant qu’il n’envahisse le front de mer urbanisé : on y installe en hiver et au printemps des brise-vent sous forme de ganivelles ou de fascines qui sont démontées juste avant la saison touristique.

Là où le mal est fait (urbanisation de l’espace de respiration du système côtier), on pallie le déficit sédimentaire par des rechargements sur la plage ou en mer en avant de la plage, considérant que le coût de ces interventions est justifié par la valeur des biens menacés. La pratique est usuelle aux États-Unis (plage de Miami par exemple), mais aussi en Belgique (plage d’Ostende) et aux Pays-Bas (Brière et al., 2018) et elle s’étend à de plus en plus de pays à travers le monde.

Le devenir des îles coralliennes basses est souvent évoqué par les médias qui y voient le symbole de l’avenir catastrophique engendré par la hausse du niveau de la mer. Mais les chercheurs qui se sont intéressés aux risques littoraux de ces îles ont souligné que les catastrophes annoncées ou déjà vécues ne sont souvent que le résultat de mauvaises pratiques, essentiellement une urbanisation littorale incontrôlée qu’il faut ensuite protéger par des ouvrages de défense qui ne font qu’aggraver l’érosion (Duvat, 2007; Duvat, 2013; Duvat et al., 2016).
 

6. Conclusion

A la question initiale qui avait été posée – “la hausse du niveau de la mer accélère-t-elle l’érosion des côtes?”- on peut répondre qu’elle ne joue qu’un rôle mineur, comparé à celui des tempêtes. Dans l’état actuel des recherches, on peut dire aussi que le réchauffement climatique n’augmente pas la fréquence et l’intensité des tempêtes. Tout cela va à l’encontre de ce que l’on entend habituellement dans les médias, mais le scientifique a le devoir de rétablir la réalité des faits.

Pourtant, on ne peut nier que les risques littoraux s’aggravent dans beaucoup de régions et que leur gestion est de plus en plus coûteuse. Mais la plupart du temps, cette aggravation résulte de facteurs anthropiques. Alors que les hommes ont longtemps évité la proximité immédiate du littoral, ils ont depuis plus de 150 ans, entrepris d’installer habitations, infrastructures et complexes industriels le plus près possible de la côte. Face à cette vulnérabilité accrue, il a fallu ensuite “défendre contre la mer” tous ces biens, une stratégie qui n’a fait que renforcer ou déplacer l’érosion marine. La seule façon de prévenir efficacement les risques littoraux est de travailler avec les processus naturels et surtout de respecter la ressource sédimentaire du système côtier, en évitant d’entraver la mobilité naturelle du trait de côte. Mais ce serait là l’objet d’un autre article…
 

Références

Battiau-Queney, Y., 2014. Les plages de la côte d’Opale. Maîtriser la nature ou agir avec elle ? Dynamiques environnementales, vol. 30, 89‑104.

Beniston, M., 2017. Les tempêtes et les cyclones, évolution récente et projections aux échelles régionales, in Battiau-Queney Y. & Milon E. (coord.). Littoraux en devenir, anticipation et adaptation aux changements climatiques. Actes de la conférence Littoral 2016, Biarritz, EUCC-France, 119-123.

Bessemoulin, P., 2002. Les tempêtes en France, Annales des Mines, 9-14.

Brière, C., Janssen, S. K.H., Oost, A.P, Taal, M., Tonnon, P.K., 2018. Usability of the climate-resilient nature-based sand motor pilot, Journal of Coastal Conservation, special issue, 22 (3), 491-502, DOI 10.1007/s11852-017-0527-3

Brunel, C., 2012. Tempêtes et élévation marine sur les plages françaises de Méditerranée, l’Harmattan, 285 p.

Deboudt, P., 1997. Étude de géomorphologie historique des littoraux dunaires du Pas-de-Calais et du nord-est de la Manche, thèse Université de Lille 1, Septentrion, 283 p.

Duvat V., 2007. Les littoraux coralliens des petites îles de l’océan indien (Mascareignes, Seychelles, Maldives), Oceanis, 240 p. (en 2 vol.).

Duvat V., 2013. Coastal protection structures in Tarawa Atoll, Republic of Kiribati. Sustainability Science ,8, 363-379.

Duvat, V. K. E., Magnan, A. K., S. Etienne, S., Salmon, C., Pignon-Mussaud, C., 2016. Assessing the impacts of and resilience to Tropical Cyclone Bejisa, Reunion Island (Indian Ocean), Natural Hazards, 83, 601. DOI 10.1007/s11069-016-2338-5

Hanna, E., Cappelen, J., Allan, R., Jónsson, T., Le Blancq, F.,  Lillington, T., Hickey, K. 2008. New Insights into North European and North Atlantic Surface Pressure Variability, Storminess, and Related Climatic Change since 1830, American Meteorological Society, 21, 6739-6766, DOI: 10.1175/2008JCLI2296.1

Héquette, A., Ruz, M.H., Maspataud, A., Sipka, V., 2009. Effects of nearshore sand bank and associated channel on beach hydrodynamics: implications for beach and shoreline evolution, Journal of Coastal Research, 2009, SI 56, ICS2009, 59-63.

Houston, J.R., 2015. Shoreline response to sea-level rise on the Southwest coast of Florida, Journal of Coastal Research, 31 (4), 777 – 789.

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Texte reproduit avec l'autorisation du Comité éditorial de S.C.E. :
 http://www.science-climat-energie.be/2019/08/30/la-hausse-du-niveau-de-la-mer-accelere-t-elle-lerosion-des-cotes-3-3/#more-6196

[*] : Voici le lien vers la première partie :

http://www.lasyntheseonline.fr/developpt_durable/sciences/la_hausse_du_niveau_de_la_mer_accelere-t-elle_lerosion_des_cotes_13,31,7702.html


et voici le lien vers la deuxième partie :

http://www.lasyntheseonline.fr/developpt_durable/sciences/la_hausse_du_niveau_de_la_mer_accelere-t-elle_lerosion_des_cotes_23,31,7707.html


(Mis en ligne le 6 Septembre 2019)
 

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