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Évolution du niveau marin relatif à l’Holocène le long des côtes françaises de l’Atlantique et de la Manche : réactualisation des données par la méthode des « sea-level index points »

Holocene relative sea-level rise along the Atlantic and English channel coasts of France: reassessment of existing data using “sea-level index points” method
Pierre Stéphan et Jérôme Goslin
p. 295-312

Résumés

Cette étude vise à produire une base de données sur les anciennes positions du niveau marin relatif le long de la façade Manche-Atlantique française. En s’appuyant sur la méthode des « sea-level index points » (SLIPs), les données recueillies dans une cinquantaine de publications portant essentiellement sur l’étude des séquences sédimentaires côtières ont été inventoriées et analysées afin d’en extraire une information utile à la reconstitution des anciens niveaux marins relatifs. Les données issues de l’archéologie côtière et des travaux de géologie sous-marine n’ont pas été considérées dans le cadre de ce travail, mais sont destinées à venir enrichir cette base de données à l’avenir. Sur un total de 451 enregistrements, 264 SLIPs ont été produits et couvrent les 11 000 dernières années. La base de données a été subdivisée en neuf secteurs côtiers le long des côtes. Quel que soit la région côtière considérée, la remontée post-glaciaire du niveau de la mer présente les caractères suivants : (i) des vitesses d’élévation décroissantes avec un ralentissement notable vers 7-6 000 ans cal. BP ; (ii) une hausse inférieure ou égale à 1 mm.a-1 au cours des 7-6 000 dernières années ; (iii) l’absence d’une phase de haut niveau marin supérieur à l’actuel ; (iv) l’absence d’oscillations significatives faisant alterner phases transgressives et régressives au cours de l’Holocène. Malgré la richesse apparente de l’information disponible, le nombre de données de terrain permettant une reconstitution fiable de la transgression marine holocène reste faible et ne permet pas de quantifier les ajustements glacio-hydro-isostatiques. Néanmoins, cette base de données devrait s’avérer une ressource précieuse pour les chercheurs travaillant dans des environnements côtiers méso à macro-tidaux de France métropolitaine et d’Europe atlantique.

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Texte intégral

Les auteurs tiennent à remercier chaleureusement les deux relecteurs, Messieurs Paolo A. Pirazzoli et Christophe Morhange, pour leurs remarques et corrections, ainsi que M. Bernard Dumas pour avoir accepté de coordonner le travail de relecture. La présente étude a été initiée à la suite du séminaire « Variations du niveau marin au Quaternaire : indicateurs sédimentaires, biologiques et archéologiques » organisé par l’AFEQ en novembre 2012. Aussi, nos remerciements vont en direction de toutes les personnes, associations et institutions qui ont soutenu l’organisation de cette rencontre (Nicole Limondin-Louzouet, la Société Géologique de France, la Fédération Française des Géosciences, l’Association des Sédimentologistes Français) ainsi qu’à tous ceux qui y ont participé.

1 - Introduction

1La remontée post-glaciaire du niveau marin a contribué à façonner les rivages actuels de la Manche et de l’Atlantique. A la hausse du niveau global des océans, liée à l’ajout d’eau dans l’océan global suite à la fonte des calottes glaciaires (l’« eustasie ») se sont surimposés des effets glacio-hydro-isostatiques, réajustement de la lithosphère suite à l’ajout et/ou au retrait de masses (d’eau et de glace, respectivement) à sa surface, et localement, une mobilité crustale d’origine tectonique. En Europe du nord-ouest, les réajustements isostatiques ont été l’un des principaux agents d’évolution du niveau marin relatif au cours de l’Holocène. Caractérisés par une importante variabilité spatiale et temporelle, ces derniers ont produit des évolutions du niveau marin relatif très variables d’une région à l’autre. La lenteur de ces dynamiques font que la plupart d’entre-elles sont encore actives aujourd’hui et jouent un rôle important dans l’évolution actuelle des littoraux à l’échelle du globe. Actuellement, malgré les progrès de plus en plus importants dans le domaine de la modélisation géophysique, les reconstitutions de l’évolution du niveau marin relatif demeurent les seuls indicateurs fiables permettant d’évaluer l’ampleur et la chronologie des dynamiques isostatiques et tectoniques au cours des derniers millénaires. D’autre part, la reconstitution de l’évolution du niveau marin relatif permet également une meilleure compréhension des dynamiques morphosédimentaires à l’échelle de l’Holocène et une meilleure appréhension des évolutions paysagères et environnementales en domaine côtier.

2Les travaux de M. Ters (1973, 1986) restent à ce jour les seuls à proposer une synthèse sur les variations relatives du niveau marin au cours de l’Holocène à l’échelle de la façade Manche-Atlantique française, s’appuyant sur un ensemble de plus de 150 enregistrements comportant un âge et un positionnement de la mer associé. Ces données ont récemment été réutilisées pour valider les résultats de modèles de réajustement isostatiques sur les côtes occidentales de France (Lambeck, 1997 ; Leorri et al., 2012). Or, depuis la dernière synthèse de Ters (1986), de nombreuses études ont été menées localement sur l’architecture et la mise en place des prismes sédimentaires côtiers holocènes (par ex. : Billeaud, 2007 ; Gandouin et al., 2009 ; Joly & Visset, 2009 ; Frouin et al., 2010 ; Lespez et al., 2010 ; Tessier et al., 2012 ; Goslin et al., 2013 ; Goslin, 2014 ; Stéphan et al., 2014). Ces travaux mettent désormais à notre disposition de nombreuses données sédimentologiques, couplées à des datations au radiocarbone et à l’analyse d’indicateurs biologiques tels que les pollens, les foraminifères benthiques, les diatomées ou les dinoflagellés. Si nombre de ces études, centrées sur des problématiques paléo-environnementales, n’ont pas eu pour objectif principal la reconstitution de l’évolution du niveau marin relatif, les données qu’elles contiennent peuvent toutefois être remobilisées et utilisées dans ce but.

3Cette étude s’appuie essentiellement sur l’inventaire des données de stratigraphie côtière disponibles dans les publications concernant la façade Manche Atlantique française, depuis la plaine des Flandres, au nord, jusqu’à l’estuaire de la Gironde, au sud. Ces données ont été réactualisées et réinterprétées selon une méthodologie commune dans une optique de reconstitution de l’évolution passée du niveau marin relatif. S’y ajoute également quelques données inédites, obtenues dans le marais de la Bédume (Morbihan) et sur la plage de Sainte-Anne du Portzic (Brest, Finistère), que nous présenterons de façon plus détaillée afin d’illustrer la méthode utilisée pour définir la position des anciens niveaux marins. Ce travail nous permet de proposer des reconstitutions régionales du niveau marin relatif remises à jour et dont la fiabilité est quantifiée. Par ailleurs, nous espérons qu’à l’avenir ces données serviront de base de réflexion dans plusieurs domaines : archéologie côtière, études paléo-environnementales, études des réajustements isostatiques, mobilité crustale tectonique.

2 - Principes méthodologiques de reconstitution du niveau marin relatif

2.1 - Les slips : définitions

4Au cours des trente dernières années, sous l’égide des programmes IGCP (International Global Correlation Program) de l’UNESCO, de nombreux projets de recherche internationaux ont abouti à la mise au point d’une méthodologie rigoureuse permettant de déterminer les variations relatives du niveau de la mer (projets IGCP 61, 200, 274, 588 ; Edwards, 2005 ; Shennan, 2007). Cette méthodologie s’appuie sur les Sea-Level Index Points ou points-index du niveau marin (désignés par le diminutif SLIP ci-après) (Tooley, 1978 ; Preuss, 1979 ; van de Plassche, 1986 ; Brooks & Edwards, 2006), concept formalisé à la fin des années 1980 (Shennan, 1986 ; van de Plassche, 1986). Plus qu’un simple terme, la notion de SLIP a été développée afin d’établir un standard méthodologique de reconstitution des niveaux marins passés à partir d’enregistrements sédimentaires déposés en milieu de basse-énergie (marais maritimes, vasières). Un SLIP caractérise, pour une localisation géographique précise, une position relative du niveau marin à une période donnée (t) par rapport à sa position actuelle. Peut être considéré comme SLIP un échantillon prélevé dans une séquence stratigraphique pour lequel peuvent être déterminés (i) la localisation (emplacement géographique et altitude), (ii) l’âge et (iii) la relation altitudinale quantitative qui le reliait au niveau tidal de référence au moment de son dépôt, appelée « Indicative Meaning » par les auteurs anglo-saxons (fig. 1). Il est important d’insister sur le fait que les SLIPs désignent la position du niveau marin relatif à un temps (t), et ne préfigurent donc pas de la tendance entre deux points successifs (Shennan, 1982). La qualité et la fiabilité des reconstructions du niveau marin relatif sont donc intimement liés à la densité et à la distribution de ces points-index (Edwards, 2007 ; Brooks & Edwards, 2006).

5La détermination de la position verticale d’un SLIP à partir d’un témoin prélevé au sein d’une séquence sédimentaire répond à l’équation suivante:

6où H désigne l’altitude du carottage, D la profondeur du point considéré par rapport à H, I la position relative de la zone originale de dépôt par rapport au niveau marin de référence (Indicative Meaning), (t) l’âge du sédiment considéré, déterminé par le processus de datation et E représente la somme des erreurs faisant s’écarter le niveau marin reconstitué du niveau marin véritable tel qu’il était à l’instant (t). Le paramètre E peut être calculé selon l’expression (Shennan & Horton, 2002) :

7où e1 à en désignent les différentes erreurs associées à chaque SLIP qui sont impliquées dans le processus de reconstitution. En effet, plusieurs paramètres agissent d’une part (i) sur l’enregistrement et la restitution du niveau marin par les séquences sédimentaires et, d’autre part, (ii) sur la représentativité des indicateurs fossiles vis-à-vis du niveau marin par rapport à l’observation qui peut en être faite actuellement. A cela s’ajoutent les marges d’erreurs induites par (i) le prélèvement et le positionnement des séquences sédimentaires et (ii) le calage des référentiels environnementaux actuels (fig. 2).

PMVE est le niveau des plus hautes mers de vive-eau (coefficient de marée de 120). Le haut-schorre correspond à la partie supérieure des marais, le bas-schorre à la partie inférieure, et la slikke aux vasières intertidales attenantes.

Fig. 2 : Etapes méthodologiques de reconstitution du niveau marin passé à partir d’un carottage dans une séquence sédimentaire holocène littorale.

Fig. 2 : Etapes méthodologiques de reconstitution du niveau marin passé à partir d’un carottage dans une séquence sédimentaire holocène littorale.

1/ carottage, 2/ obtention de l’altitude du site de carottage par levé topographique, 3/ obtention de l’altitude de l’échantillon prélevé par rapport à l’ellipsoïde de référence, 4/ transformation de l’altitude 3 en altitude relative par rapport au référentiel tidal choisi pour l’étude, 5/ application de l’« Indicative Meaning » à l’altitude obtenue en 4.

2.2 - L’ « indicative meaning »

8L’ « Indicative Meaning » (IM) est un paramètre indispensable à la reconstitution des anciens niveaux marins. L’IM vise à définir, pour un échantillon donné, la position du sédiment au sein de la zone intertidale lors de son dépôt. Il formalise ainsi la relation verticale entre un type de dépôt et un niveau de marée. Cette relation altitudinale est traditionnellement déterminée en raisonnant par actualisme, c’est à dire en s’appuyant sur les relations actuelles entre les principaux environnements de dépôt et la marée.

9Les «Indicative Meanings» sont accompagnés d’une marge d’erreur, nommée « Indicative Range » (IR), représentant la fourchette altitudinale dans laquelle le sédiment étudié peut s’être déposé (Woodroffe & Horton, 2005). Cette dernière est étroitement dépendante de la méthode utilisée pour déterminer l’environnement de dépôt du sédiment étudié et fixe en partie la précision verticale de la reconstitution. Par exemple, l’étude des spectres polliniques couplée à la description des faciès sédimentaires permet de définir grossièrement l’étage littoral d’un échantillon donné. Une plus grande précision est obtenue par le biais de méthodes statistique telles que les fonctions de transfert basées sur les foraminifères. Ce type d’approche permet d’attribuer une altitude à un assemblage de foraminifères fossiles rencontré dans un sédiment, avec une précision de quelques décimètres (Rossi et al., 2011 ; Barlow et al., 2013 ; Stéphan et al., 2014).

10Pour certains niveaux stratigraphiques, il arrive que l’IM ne puisse être déterminé, (i) du fait d’un environnement de dépôt totalement hors d’influence marine (formations purement continentales par exemple), ou (ii) parce que les informations fournies par les indicateurs sont trop floues ou ambiguës pour permettre d’établir une relation quantitative avec le niveau marin. Ceux-ci forment dès lors ce que l’on appelle des « points-limitants » (« limiting points » ou « limiting dates » dans la littérature anglo-saxonne), contraignant par le haut ou par le bas la position du niveau marin.

11Les dépôts formés au-dessus du niveau maximum atteint par la marée sont dits « High-Limiting » (HL, ou limite supérieure du niveau marin). C’est le cas de certains dépôts tourbeux dont les pollens ou la présence de souches d’arbres témoignent d’un milieu hors d’influence des eaux marines. Ces dépôts ne donnent aucune indication précise sur la position du niveau de la mer, sinon qu’elle devait se trouver en-dessous de l’altitude de ce point. De la même façon, certains dépôts sont qualifiés de « Low-Limiting » (LL, ou limite inférieure du niveau marin) car ils traduisent une sédimentation en domaine infralittoral. Ils permettent alors de fixer une limite inférieure au niveau marin.

2.3 - Points de base et points intercalés : importance dans la fiabilité des points-index obtenus

12Outre l’IM, la qualité d’un point-index est étroitement liée à la position de l’échantillon au sein de la colonne stratigraphique. Se distinguent donc des « points de base » et des « points intercalés ».

13Les points de base correspondent le plus souvent à des points ayant été prélevés directement au contact avec le substratum sous-jacent, à la base des dépôts tourbeux marquant le début de la séquence holocène. Ces formations tourbeuses, appelées « tourbes de base », s’expliquent par la remontée progressive des nappes aquifères côtières sous l’impulsion de la remontée du niveau marin relatif, provoquant un blocage du drainage et l’installation de ceintures tourbeuses d’eau douce à saumâtre sur les paléo-surfaces sablo-caillouteuses pléistocènes (Baeteman et al., 1999 ; Gandouin, 2003 ; Vink et al., 2007). Le suivi de l’étagement vertical successif de ces formations peut ainsi être utilisé comme marqueur indirect de la remontée du niveau marin, avec pour principal avantage de réduire l’influence de la compaction dans les reconstitutions du niveau marin relatif. En effet, les tourbes de base se développant par définition sur un substrat incompressible, les SLIPs obtenus sur les dépôts situés à la base de ces formations (à l’interface avec le niveau incompressible sous-jacent) peuvent être considérées comme caractérisant des échantillons n’ayant subi aucun déplacement vertical postérieur à leur mise en place (fig. 3). De ce point de vue, elles représentent donc des indicateurs a priori fiables pour la reconstitution des niveaux marins passés. A ces dépôts tourbeux de base peuvent s’ajouter les dépôts sableux d’épaisseur pluri-décimétriques à métriques (chenaux et dunes Pléistocènes, dépôts sableux holocènes) considérés comme incompressibles et reposant sur le substrat. Ainsi, un échantillon prélevé au sommet d’un tel dépôt sableux peut a priori être considéré comme basal.

14Les « points intercalés » sont issus d’échantillons sédimentaires prélevés au sein des séquences holocènes, le plus souvent formées d’une alternance de dépôts intertidaux sablo-silteux et de dépôts tourbeux (fig. 3). Ces niveaux intercalés sont le plus souvent affectés par des phénomènes de compaction post-dépôt (tassement des dépôts sédimentaires sous leurs propre poids et sous celui des sédiments les ayants recouvert) ayant artificiellement abaissé leur altitude initiale. Ainsi, les SLIPs obtenus à partir des « points intercalés » conduisent à sous-estimer la position du niveau marin relatif en proportion du tassement dont ils ont fait l’objet. A ce jour, il reste particulièrement difficile de corriger les effets de la compaction, en particulier sur des séquences peu épaisses. Il n’existe aucun modèle précis capable de tenir compte de la complexité de ce phénomène. Par conséquent, ces points intercalés doivent être considérés uniquement à titre indicatif et seuls les points de base préfigurent réellement d’une position passée du niveau marin.

3 - Réactualisation et uniformisation des données

15L’inventaire des données présentées ici s’appuie sur un ensemble de publications portant uniquement sur les enregistrements sédimentaires côtiers d’âge holocène conservés le long des côtes françaises de l’Atlantique et de la Manche (fig. 4 & 5). Les témoins archéologiques n’ont pas été considérés en raison de la faible précision de l’information que l’on puisse en attendre en première analyse, notamment en ce qui concerne l’établissement des IM. Des investigations plus poussées seront donc nécessaires pour utiliser à l’avenir ces vestiges comme indicateurs d’anciens niveaux marins. De la même façon, les données issues des études de géologie sous-marine ont été écartées dans le cadre de ce premier travail, en dépit de la richesse des informations disponibles dans la littérature. Une analyse détaillée de cette littérature sera, là aussi, nécessaire pour enrichir le présent travail.

16Les séquences sédimentaires côtières ont été sélectionnées à partir (i) de la nature, l’architecture et la chronologie de mise en place des enregistrements sédimentaires, (ii) de la position stratigraphique des niveaux datés au sein des séquences (niveaux de base ou niveaux intercalés) et (iii) en fonction des informations lithostratigraphiques, macro- et micro-faunistiques et/ou floristiques disponibles. Nous avons retenu uniquement les échantillons pour lesquels une position géographique, une altitude, un âge et un IM pouvaient être déterminés. Trois catégories de SLIPs ont été distinguées : (i) les SLIPs « de base », (ii) les SLIPs « intercalés » et (iii) les points limitants.

Fig. 3 : Illustration des effets de la compaction sur l’altitude des SLIPs obtenus à partir d’une séquence sédimentaire et des possibles erreurs induites par ce phénomène dans les reconstitutions du niveau marin relatif.

Fig. 3 : Illustration des effets de la compaction sur l’altitude des SLIPs obtenus à partir d’une séquence sédimentaire et des possibles erreurs induites par ce phénomène dans les reconstitutions du niveau marin relatif.

3.1 - Localisation géographique

17Dans les publications les plus anciennes, les coordonnées géographiques précises des points de carottage ou des prélèvements sont rarement renseignées. Le nom du site (nom du marais, nom de la commune) et la carte de localisation sont souvent les seuls éléments qui permettent de localiser des échantillons. A partir de ces informations, les coordonnées géographiques en longitude et latitude ont été retrouvées approximativement. Nous avons également assigné à chaque donnée un secteur géographique plus large correspondant à une région côtière où l’histoire du niveau marin relatif peut être considérée comme identique. En effet, les enregistrements du niveau marin relatif étant influencés par les mouvements verticaux du sol et du substratum, les données récoltées ne peuvent être comparées les unes aux autres que si elles proviennent d’une aire géographique relativement restreinte. Dans une première approche, la façade Manche-Atlantique française a été divisée en neuf secteurs géographiques (de A à I), selon un découpage régional qui pourra, à l’avenir, être redéfini (fig. 4 & 5).

3.2 - Positionnement altitudinal

18Les sources d’erreur dans le positionnement altitudinal des SLIPs sont nombreuses et ont été largement discutées dans la littérature (Shennan, 1982 ; Gehrels, 1999 ; Törnqvist et al., 2004 ; Massey et al., 2008 ; Barlow et al., 2013, Goslin et al., 2013). L’incertitude tient tout d’abord dans le type de matériel de mesure topographique utilisé pour relever l’altitude des carottages effectués. Dans les études récentes, les altitudes sont déterminées à partir de levés topographiques précis, réalisés le plus souvent à l’aide d’un GPS différentiel. Celles-ci sont livrées en référence au Nivellement Général Français (m NGF ou IGN69) et contiennent une marge d’erreur d’environ ± 2 cm pour ce qui est de la précision de la mesure (Suanez et al., 2008). Une incertitude supplémentaire de ± 10 cm est généralement considérée pour le raccordement du levé au référentiel NGF lorsque le levé a été effectué à partir de bornes géodésiques dites « secondaires », c’est-à-dire obtenues par cheminement à partir des bornes géodésiques de l’IGN. Dans le cas des études les plus anciennes, le positionnement altitudinal demeure le plus souvent flou, tant au niveau de la méthodologie du levé que du référentiel utilisé. Une marge d’erreur de ± 50 cm a alors été considérée lorsqu’il apparaissait que l’altitude du dépôt ne pouvait être considérée comme complètement fiable, comme proposé par Goslin et al. (2013).

19Le positionnement altitudinal d’un dépôt est également soumis à un certain nombre d’incertitudes liées aux méthodes de prélèvement utilisées (carottage manuel, carottage à percussion, tarière à vis motorisée,…) ainsi qu’à l’échantillonnage. D’une manière générale, les tarièrages manuels peuvent induire une sous-estimation de l’altitude des dépôts du fait de la potentielle flexure des tiges lors de la descente. Conformément à Törnqvist et al. (2004), une erreur de ± 2 cm par mètre linéaire de carottage a été considérée pour les points obtenus par le biais de cette méthode (soit environ 5 % des données recueillies dans cette étude). De la même façon, les tarièrages à vis sont réputés pour introduire un potentiel effet « tire-bouchon », lié à l’étirement des niveaux stratigraphiques le long de la vis. Pour cette méthode, une erreur de ± 20 cm a été considérée (Goslin et al., 2013). Enfin, la technique la plus fréquemment utilisée par les auteurs est le vibro-carottage. Les problèmes d’étirement ou de tassement de la colonne sédimentaire sont rarement mentionnés dans les publications.

Fig. 4 : Partie nord de la façade Manche-Atlantique française où sont localisés les sites inclus dans la base de données.

Fig. 4 : Partie nord de la façade Manche-Atlantique française où sont localisés les sites inclus dans la base de données.

Fig. 5 : Partie sud de la façade Atlantique française où sont localisés les sites inclus dans la base de données.

Fig. 5 : Partie sud de la façade Atlantique française où sont localisés les sites inclus dans la base de données.

3.3 - Âge et calibration des datations

20Afin de pouvoir être comparées, les datations recueillies dans une base de données doivent être recalibrées selon un unique et même standard. Dans cet inventaire, l’ensemble des âges radiocarbone ont été calibrés à l’aide du logiciel CALIB 7.0 (Stuiver et al., 2013), avec un intervalle de confiance de 95 % (2 σ). La courbe de calibration IntCal13 (Reimer et al., 2013) a été utilisée pour la calibration des dates obtenues à partir de matériel organique (tourbes ou fragments végétaux, par exemple). La courbe « mixed Marine and NH Atmosphere » a été employée pour calibrer les âges obtenus sur Hydrobies, tandis que les datations obtenues à partir des carbonates marins (coquilles de bivalves et ostracodes) ont été corrigées de l’effet réservoir global (405 ans) pris en compte dans la courbe de calibration « Marine 13 » (Reimer et al., 2013), auquel a été ajouté l’effet réservoir local ΔR, estimé à -7 ± 50 ans en moyenne sur l’ensemble de la façade Manche Atlantique française (Tisnérat-Laborde et al., 2010). Outre l’incertitude d’âge inhérente aux processus de datation et de calibration, s’ajoutent les erreurs liées à la pollution ou la contamination éventuelle du carbone sur lequel porte la mesure. Le manque de précision dans l’échantillonnage ou la présence de carbone allochtone dans le dépôt considéré peut conduire à des attributions chronologiques erronées. Cela est notamment le cas des sédiments datés à partir de la matière organique totale (« bulk ») pour lesquels des phénomènes d’imprégnation ou de redéposition ne peuvent être écartés (Delibrias & Giot, 1970) et qui doivent être considérés comme porteurs d’une incertitude supplémentaire (Törnqvist et al., 1992). Trois dates obtenues par Joly & Visset (2009) le long du littoral vendéen (codes A-11242, A-13436, A-12960) ont été écartées pour ces raisons. Enfin, dans le cas des datations réalisées sur des coquilles marines, seules les âges obtenus sur des individus en position de vie ont été retenus dans cette étude.

3.4 - Détermination des indicative meanings

21A l’exception des travaux les plus récents centrés sur la reconstitution des niveaux marins passés (Goslin et al., 2013 ; Stéphan et al., 2014), les données recueillies dans le cadre de cet inventaire proviennent majoritairement d’études paléo-environnementales et n’ont jamais fait l’objet d’une véritable détermination des IM. Ce travail a donc été réalisé, sur la base des informations disponibles dans la littérature (faciès sédimentaires, assemblages polliniques, espèces de foraminifères, d’ostracodes, de diatomées, de dinoflagellés), afin d’attribuer à chaque échantillon un environnement de dépôt ou des conditions de salinité particulières. Le croisement de ces informations a permis de distinguer trois grands environnements de dépôt : (i) un environnement continental d’eau douce, (ii) un environnement de schorre, et (iii) un environnement de slikke ou de sandflat. Pour ces trois environnements, nous avons considéré les indicatives meanings suivants (fig. 6) :

22- le niveau des PHMA (Plus Hautes Mers Astronomiques) fixe la limite basse du milieu continental d’eau douce. Ce niveau constitue une frontière écologique simple délimitant les milieux intertidaux des milieux hors de l’influence saline. Les sédiments déposés en domaine d’eau douce se distinguent aisément par une prédominance des poacées et les cypéracées, la présence de plantes aquatiques d’eau douce (par ex. Typha) et une faible proportion d’espèces halophiles dans les spectres polliniques. Les foraminifères sont généralement absents, tandis que les espèces d’ostracodes et de dinoflagellés sont d’affinité dulçaquicole. Les coquilles de planorbes sont parfois présentes. Comme nous l’avons évoqué précédemment, seuls les points de base issus de ces précédentes formations ont été conservés dans cet inventaire et ont été considérés comme des points limitants.

23- l’environnement de schorre (prés-salés, herbus) est fixé entre les PHMA et les PMME (Pleine Mers de Mortes Eaux). Il comprend toutes les formations végétales soumises à l’influence de la marée : phragmitaie, schorres à obione et à spartine. Il se caractérise par un faciès sédimentaire riche en matière organique et en micro-restes végétaux (radicelles, fragments de feuilles). Les assemblages polliniques sont dominés par les Chenopodiaceae et les Poaceae, par les graminées de type Spartina et par les plantes halophytes (par ex. : statice, armerie, triglochin). Les assemblages de foraminifères présentent une faible diversité spécifique et sont dominés par les spécimens agglutinés. Les ostracodes d’eaux saumâtres dominent. Les échantillons attribués au domaine du schorre présentent un IR fixé à PHMA-PMME/2.

24- l’environnement de slikke (vasières, mudflats, sandflats) est fixé entre le niveau des PMME et le niveau des PBMA (Plus Basses Mers Astronomiques). Il comprend donc toute la partie basse et médiane de l’étage intertidal. Le faciès sédimentaire est argilo-limoneux à sablonneux et présente une faible teneur en matière organique. Il s’agit de la bri, la tangue, la vase. Le sédiment contient souvent des coquilles d’hydrobies, de bivalves et de mollusques marins (Cardium, Donax, Scrobicularia plana, Cerastoderma edule). Les assemblages de foraminifères présentent une grande diversité spécifique et sont dominés par les spécimens carbonatés. Les espèces marines d’ostracodes dominent. La densité pollinique est faible. Un indicative range égal à PMME-PBMA/2 leur a été attribué.

25Enfin, les dates obtenues dans des environnements propices à la remobilisation de matériel ont été écartées. C’est le cas de certains échantillons correspondant à des fonds de chenaux de marée reconnus par Gandouin et al. (2007) dans la vallée de Saint-Omer, et ceux identifiés par Lespez et al. (2010) dans la vallée de la Dives. De la même façon, les niveaux stratigraphiques témoignant d’évènements très morphogènes n’ont pas été retenus du fait de la difficulté à leur attribuer un quelconque niveau tidal. Par exemple, les tempestites datées par Billeaud (2007) en baie du Mont-Saint-Michel ont été écartées de cette étude.

Fig. 6 : Etagement des environnements de dépôt sédimentaire dans les zones intertidale et supratidale des secteurs à faible hydrodynamisme.

Fig. 6 : Etagement des environnements de dépôt sédimentaire dans les zones intertidale et supratidale des secteurs à faible hydrodynamisme.

Trois principaux environnements de dépôt (dulçaquicole, schorre, slikke) se distinguent d’après leur faciès sédimentaire et un ensemble d’indicateurs biologiques. Ces informations sont utilisées pour définir les «Indicative Meanings» des dépôts holocènes.

4 - Quelques exemples détaillés de production de SLIP

4.1 - Le marais de la Bédume, Morbihan

26Le sondage réalisé à la tarière manuelle dans le marais de La Bédume, une vingtaine de mètres en retrait du cordon dunaire, présente une séquence de dépôts marins sur une épaisseur de 7,5 m (fig. 7). Ce sondage n’a pas atteint le substratum. A la base, un niveau de vase tourbeuse a été traversé sur une épaisseur de 40 cm. Ce dépôt est surmonté par un épais niveau de limons argileux bleus, typiques des vases estuariennes rencontrées à l’embouchure de la Vilaine. Le sommet de la séquence montre un limon organique surmonté par une fine pellicule de sable fin, probablement éolien. L’altitude du sondage a été relevée au DGPS, en mode RTK avec une précision de ± 0,02 m. Le relevé a été raccordé au système NGF à partir d’une borne géodésique située à proximité dont l’altitude est fournie avec une précision de ± 0,10 m par l’IGN. Le sommet de ce sondage est situé à 3,02 ± 0,12 m NGF. Des restes organiques de plantes halophytes ont été sélectionnés pour datation AMS à une profondeur comprise entre 7,40 et 7,50 m, induisant une erreur d’échantillonnage de ± 0,05 m et une incertitude liée à la flexure des tiges de la tarière de ± 0,14 m. L’âge radiocarbone obtenu pour cet échantillon est de 6 298 ± 65 BP (Erl-10676), soit un âge calibré à 2σ de 7 415-7 017 ans cal. BP. Ce niveau de vase tourbeuse, rencontré à la base du sondage, présente des assemblages de foraminifères caractéristiques des schorres de la zone tempérée (Murray, 2006 ; Rossi et al., 2011 ; Kemp et al., 2012) et sont dominés par Trochammina inflata, Jadammina macrescens et Haplophragmoides wilberti. Ce contenu microfaunique indique que l’échantillon s’est déposé dans un environnement de haut-schorre, à un niveau compris entre les PMME et les PHMA de l’époque. Dans ce secteur, l’altitude des PMME est de 1,47 m NGF (niveau fixé au port de Tréhiguier, le plus proche du site d’étude) et l’altitude des PHMA est fixée à 3,43 m NGF (SHOM, 2013). Le point médian entre ces deux niveaux de marée est situé à 2,45 m NGF et correspond à l’IM de l’échantillon considéré. La hauteur qui sépare ces deux niveaux tidaux est de 1,96 m, permettant de définir un IR de ± 0,98 m. Le sédiment étudié n’ayant pas été prélevé au contact du substratum, le SLIP produit est considéré comme un point intercalé. Ainsi, le calcul du niveau marin relatif pour ce SLIP est le suivant :

27L’erreur de positionnement est définie comme suit :

Fig. 7 : Sondage manuel réalisé dans le marais maritime de la Bédume, Morbihan.

Fig. 7 : Sondage manuel réalisé dans le marais maritime de la Bédume, Morbihan.

A/ Localisation du sondage. B/ Lithostratigraphie, datation au radiocarbone (âge BP ± 1σ) et résultats du comptage de foraminifères contenus dans le niveau tourbeux basal

4.2 - La plage de Sainte-Anne du Portzic, Finistère

28A l’occasion de travaux de canalisation sur la plage de Sainte-Anne du Portzic (Finistère), une tranchée de 20 m de long a été ouverte à la pelle mécanique, révélant une séquence de dépôts tourbeux et de niveaux de sables et galets marins sur une épaisseur d’environ 2 m (fig. 8). L’étude de cette séquence a été complétée par trois sondages à la tarière manuelle, réalisés sur l’estran environnant. L’altitude des données a été obtenue à l’aide d’un DGPS en mode RTK et les mesures ont été raccordées à une borne géodésique IGN, induisant une erreur de ± 0,12 m. Les niveaux tourbeux ont fait l’objet de six datations radiocarbone et d’une description détaillée de leur contenu en macro-restes organiques et en foraminifères, dans l’objectif de distinguer les tourbes dulçaquicoles des tourbes saumâtres. La présence de restes de phragmites et de foraminifères agglutinés a été recherchée dans les échantillons. Deux d’entre eux, prélevés dans le sondage S1 (altitude de 0,4 m NGF) à des profondeurs respectives de 0,70-0,75 m (Erl-11757) et 1,80-1,85 m (Erl-11758), ont été attribués à une phragmitaie et correspondent à des dépôts saumâtres mis en place entre les PHMA et les PMME. Si l’on se réfère au niveau de marée définis au port de Brest (SHOM, 2013), le point médian entre ces deux niveaux de marée se situe à l’altitude de 3,08 m NGF et l’IR est estimé à ± 1,22 m. Deux SLIPs peuvent ainsi être produits de la façon suivante :

29Les autres échantillons tourbeux étudiés à Sainte-Anne du Portzic n’ont révélé aucun indice d’influence marine. Ils correspondent à des tourbes dulçaquicoles qui se sont développées au-dessus des PHMA, dont le niveau actuel est situé à 4,3 m NGF. Toutefois, l’un d’entre eux (Erl-11761, sondage S5) a été prélevé au contact de limons pléistocènes, à une profondeur de 1,90-2 m. et permet de produire un point limitant :

Fig. 8 : Stratigraphie des dépôts côtiers étudiés sur la plage de Sainte-Anne du Portzic (Brest).

Fig. 8 : Stratigraphie des dépôts côtiers étudiés sur la plage de Sainte-Anne du Portzic (Brest).

A/ Localisation de la coupe stratigraphique et des sondages manuels. B/ Stratigraphie des dépôts observés en coupe sur la plage lors des travaux de canalisation. C/ Lithostratigraphie et datations radiocarbone obtenues à partir des sondages manuels. B/ Stratigraphy of the deposits observed in beach profiles during channel operations. C/ Lithostratigraphy and radiocarbon datings obtained from hand-augerings.

5 - Résultats et discussion

5.1 - Une base de données sur les niveaux marins relatifs holocènes

30Les données présentées dans cet inventaire sont extraites de 54 publications et thèses de doctorat dont la plupart sont postérieures aux années 1980. L’examen de cette littérature a permis de recueillir 451 points pour lesquels nous disposons d’une information concernant la localisation, l’âge radiocarbone et la position stratigraphique. L’IM a été déterminé principalement à partir des données palynologiques couplées à une description détaillée des faciès sédimentaires. Seules deux publications récentes (Stéphan & Laforge, 2013 ; Stéphan et al., 2014) utilisent les foraminifères benthiques dans le cadre d’une fonction de transfert afin de définir statistiquement la position des dépôts sédimentaires par rapport au niveau de la mer. Parmi les 451 points recueillis, 187 ont été rejetés. Ces données sont issues de dépôts de tourbe attribués à un milieu dulçaquicole et stratigraphiquement intercalés parmi des dépôts marins au sein des séquences sédimentaires. Les raisons de ce rejet tiennent essentiellement au doute concernant la position initiale de ces niveaux qui ont pu souffrir d’une forte compaction après leur dépôt.

31Un ensemble de 264 points permet donc positionner avec un degré de fiabilité variable les niveaux marins relatifs le long des côtes Manche-Atlantique françaises. La plupart d’entre eux correspondent à des points intercalés (207) qu’il faut également considérer à titre indicatif en raison des incertitudes induites par le tassement des dépôts. Au nombre de 36, les points limitants permettent également de contraindre par le haut la position relative du niveau marin. Seuls 21 points de base sont recensés dans cette étude et peuvent être considérés comme exempts de phénomènes de compaction ou de consolidation des dépôts et témoignent d’une position relative du niveau de la mer à une période donnée. En première analyse, cet inventaire souligne donc le nombre important d’informations disponibles. Toutefois, une très faible part de ces données peut être considérée comme véritablement fiable et précise. Aussi, l’étude des ajustements glacio-hydro-isostatiques sur la base de ces « points de base » recueillis le long de la façade occidentale française nous paraît prématurée en l’état actuelle des connaissances.

32La figure 9 illustre la distribution temporelle des données recueillies. Avant 11 000 ans cal. BP, les enregistrements sédimentaires du niveau marin sont inexistants, les séquences côtières n’étant pas encore constituées à l’emplacement de l’actuelle ligne de rivage. Le nombre de données augmente progressivement entre 11 000 et 9 000 ans cal. BP. Il s’agit majoritairement de points limitants obtenus à partir de dépôts de tourbe dulçaquicole situés au contact avec le substrat. A proximité des rivages actuels, la remontée post-glaciaire du niveau marin commence à se faire sentir localement par le relèvement progressif du toit des nappes phréatiques et l’installation de tourbières rétro-littorales dans l’axe des vallées fluviales en cours d’ennoiement. Le nombre de données disponibles culmine entre 7 000 et 6 000 ans cal. BP. La plupart des séquences sédimentaires littorales se forment durant cette période à l’emplacement du trait de côte actuel. Le grand nombre de points disponibles tient également à la volonté des auteurs de caler chronologiquement la base de leurs séquences. Après cette période, le nombre d’enregistrements baisse peu à peu et les données se limitent à des points intercalés. A quelques exceptions près, il n’existe plus de points de base après 4000 ans cal. BP. Les périodes les plus récentes sont assez mal représentées, peut-être en raison des faibles changements lithostratigraphiques, de la nature des dépôts fini-holocènes et de la difficulté de les dater et de les étudier, du manque d’intérêt accordé à cette période dans les problématiques paléo-environnementales de type géologique.

33La distribution spatiale des données est présentée dans la figure 10. D’une manière générale, aucune région de la façade Manche-Atlantique française n’est exempte d’enregistrements du niveau marin relatif pour la période Holocène. Certains secteurs sont toutefois mieux représentés. Les études menées dans la plaine maritime du Nord (Van der Woude & Roeleveld, 1985 ; Gandouin et al., 2007, 2009 ; Mrani-Alaoui & Anthony, 2011) livrent plus de trente points pour la période 10 000-4 000 ans cal. BP. Dans l’estuaire de la Seine, la série de données produites par Ters (1973), Huault & Lefebvre (1974), Huault (1980, 1985, 1986) et Frouin et al. (2007, 2009) compte trente-cinq SLIPs qui permettent de suivre de façon quasi-continue l’évolution du niveau marin relatif avec une grande précision au cours des 10 000 dernières années. Dans l’ouest de la Bretagne, les travaux récents menés par Stéphan (2011), Goslin et al. (2013), Goslin (2014) et Stéphan et al. (2014) ont apporté des informations nouvelles et ont réactualisé les données de Morzadec-Kerfourn (1974) pour cette région. Ils permettent de proposer trente-six SLIPs dont neuf points de base. Notons également la richesse des données recueillies sur les côtes de Vendée où trente-cinq SLIPs sont proposés en s’appuyant principalement sur les travaux de Joly (2004) et de Joly et Visset (2009). Toutefois, certains segments du littoral sont encore mal représentés, soit en l’absence de séquences sédimentaires pouvant fournir de l’information utile (la côte à falaises du Pays de Caux, la côte sableuse aquitaine), soit en raison d’un manque d’effort de recherche dans ce domaine (côte occidentale du Cotentin, côte nord de Bretagne).

Fig. 9 : Distribution temporelle des différentes catégories de SLIP produites le long de la façade Manche-Atlantique française.

Fig. 9 : Distribution temporelle des différentes catégories de SLIP produites le long de la façade Manche-Atlantique française.

Répartition numérique des types de points par intervalles de 1000 ans. (A) et distribution temporelle des points limitants (B), des points intercalés (C) et des points de base (D).

Fig. 10 : Elévation holocène du niveau marin relatif pour les neuf segments de côte le long de la façade Manche-Atlantique française.

Fig. 10 : Elévation holocène du niveau marin relatif pour les neuf segments de côte le long de la façade Manche-Atlantique française.

N : nombre de points constituant le graphique.

5.2 - Remarques générales sur l’évolution du niveau marin relatif

34Les données issues de cet inventaire permettent de tracer les grandes lignes de l’évolution du niveau marin relatif le long des façades maritimes françaises de la Manche et de l’Atlantique au cours des 11 000 dernières années. Quelles que soient les régions considérées, l’évolution se caractérise par une remontée progressive du niveau de la mer, sans baisse significative, à un rythme qui tend à décroitre depuis 11 000 ans cal. BP jusqu’à aujourd’hui. Cette tendance est grossièrement conforme à la hausse globale du niveau des océans au cours de cette période (Stanford et al., 2011). L’eustasie apparaît donc comme le facteur prépondérant dans l’évolution relative du niveau marin à l’Holocène sur les littoraux français de Manche et d’Atlantique, tandis que les phénomènes glacio-hydro-isostatiques et tectoniques influencent secondairement, et à des degrés variables selon les secteurs côtiers, les rythmes de remontée du niveau marin relatif.

35A aucun moment, au cours de l’Holocène, le niveau marin relatif semble avoir dépassé son niveau actuel. Quelques SLIPs produits en Baie du Mont-Saint-Michel (marais de Dol, van de Plassche, 1991) ou sur la côte charentaise (marais de La Perroche, Clavé et al., 2001) montrent une position supérieure à l’actuelle entre 3 500 et 2 500 ans cal. BP, mais l’incertitude verticale qui entache la position de ces points incite à la prudence. En outre, cette période est largement reconnue comme une phase d’activité morphogène sur l’ensemble des côtes d’Europe de l’ouest se traduisant par des hiatus sédimentaires associés à des surfaces d’érosion, par des dépôts de tempêtes interstratifiés dans les séquences holocènes (Long & Hughes, 1995 ; Pontee et al., 1998 ; Tastet & Pontee, 1998 ; Clavé et al., 2001 ; Billeaud et al., 2009 ; Sorrel et al., 2009 ; Lespez et al., 2010 ; Tessier et al., 2012 ; Van-Vliet Lanoë et al., 2014a,b). Des erreurs d’interprétation peuvent être associées à ces changements morphosédimentaires importants à la côte (Stéphan, 2012).

36Enfin, aucune oscillation du niveau marin relatif n’est mise en évidence au cours des derniers millénaires, du moins si l’on tient compte des erreurs éventuelles dans l’attribution chronologique et dans le positionnement vertical des points. Les phases régressives et transgressives identifiées par Ters (1973, 1986) et auxquelles plusieurs publications récentes font encore références (par ex. : Gandouin et al., 2007 ; Joly & Visset, 2009), doivent être fortement remises en cause. Notons qu’un constat identique est dressé sur les côtes françaises de Méditerranée (par ex. Laborel et al., 1994 ; Morhange et al., 2001). Dans les régions tectoniquement stables, l’absence d’oscillations importantes du niveau global des mers au cours des 10 000 dernières années fait désormais l’objet d’un assez large consensus. En s’appuyant sur plusieurs modèles de déglaciation établis avec précision pour la période Holocène, Lambeck (1997) a montré que les oscillations d’ampleur métrique étaient difficilement envisageables le long des façades Manche-Atlantique françaises. Même la vidange brutale du lac Agasiz-Ojibway vers 8 200 BP, considéré comme un événement majeur de la phase de déglaciation holocène, n’aurait produit qu’une élévation globale du niveau des mers d’environ 40 cm (Kendall et al., 2008).

5.3 - La hausse du niveau marin relatif par secteurs côtiers

5.3.1 - La plaine maritime du nord de la France

37Dans la plaine maritime du nord de la France, l’histoire du niveau marin relatif est renseignée à partir de nombreuses données qui couvrent les 11 000 dernières années (Van der Woude & Roeleveld, 1985 ; Sommé et al., 1992 ; Gandouin et al., 2007, 2009 ; Mrani-Alaoui & Anthony, 2011). Entre 10 600 et 9 340 ans cal. BP, trois points limitants témoignent d’un niveau marin relatif inférieur à -25,9 m. Vers 8 500 ans cal. BP, le niveau marin relatif se situe à -18,7 m et remonte à un rythme d’environ 4,4 mm.a-1 jusqu’à 5 700 ans cal. BP. Ces vitesses de remontée passent à environ 0,9 mm.a-1 en moyenne de 5 700 ans cal. BP à aujourd’hui. Toutefois, en l’absence de SLIPs de base, ces rythmes de remontée doivent être considérés uniquement comme des ordres de grandeur.

5.3.2 - La plaine maritime Picarde

38En dépit du nombre important d’études menées dans la plaine maritime Picarde (Etienne & Robert, 1965 in Delibrias et al., 1969 ; Munaut & Gilot, 1977 ; Lefèvre et al., 1980 ; Beun & Broquet, 1980 ; Ters et al., 1980 ; Ters, 1986), le nombre de SLIP produits est faible. La donnée la plus ancienne est un point limitant qui indique un niveau marin relatif inférieur à -21,9 m vers 9 397-8 417 ans cal. BP. Le seul SLIP de base disponible pour ce secteur témoigne d’un niveau marin à -12,7 ± 1,47 m vers 8 773-8 054 ans cal. BP. Là encore, la grande dispersion temporelle des données rend difficile l’estimation des tendances. Entre 8 900 et 7 000 ans cal. BP, la hausse du niveau marin relatif est évaluée à 7,5 mm.a-1. Ces vitesses de remontée diminuent fortement pour la fin de l’Holocène où une élévation d’environ 1 mm.a-1 en moyenne est observée entre 5 400 ans cal. BP et aujourd’hui, sur la base des quelques SLIP intercalés disponibles.

5.3.3 - L’estuaire de la Seine

39L’estuaire de la Seine est l’une des régions de notre zone d’étude où l’histoire holocène du niveau marin relatif est la mieux documentée, grâce aux données produites par Ters (1973), Huault & Lefebvre (1974), Huault (1980, 1985, 1986), Delsinne (2005) et Frouin et al. (2007, 2009). Un point limitant indique un niveau marin relatif situé au-dessous de -26,2 ± 0,1 m à 9 912-9 011 ans cal. BP. Vers 8 200 ans cal. BP, le plus ancien SLIP de base de cette série de données livre une position du niveau marin relatif à -11,75 ± 1,03 m. Entre 8 200 et 5 600 ans cal. BP, le niveau de la mer s’élève à un rythme de 3,4 mm.a-1 pour atteindre -2,55 ± 1,03 m à 5 719-5 589 ans cal. BP. Pour les derniers millénaires de l’Holocène, les données sont peu nombreuses et la hausse du niveau de la mer serait d’environ 0,5 mm.a-1, entre 4 000 ans cal. BP et aujourd’hui.

5.3.4 - La côte du Calvados et du Cotentin

40Etudiés par Elhai (1963), Dangeard & Hommeril (1964), Larsonneur (1971), Giresse & Lautridou (1973), Ters (1973), Garnaud (2003), Garnaud et al. (2003), Coutard & Clet-Pellerin (2006) et Lespez et al. (2010), les littoraux du Calvados et du Cotentin présentent une série de données qui couvre de façon discontinue la période Holocène. Avant 9 000 ans cal. BP, le niveau de la mer se situe au minimum -25 m sous son niveau actuel, comme l’indique une série de points limitants. Entre 9 000 et 7 400 ans cal. BP, le niveau marin passe respectivement de -21,65 ± 1 m à -15,48 ± 0,9 m. Aucune donnée ne couvre la période entre 7 000 et 5 000 ans cal. BP. Vers 4530 ans cal. BP, un SLIP fixe le niveau de la mer à -2,23 ± 0,9 m sous l’actuel. La hausse du niveau de la mer depuis cette date est estimée à 0,6 mm.a-1 en moyenne.

5.3.5 - Le Golfe normand-breton et le nord de la Bretagne

41Les prismes sédimentaires côtiers du Golfe normand-breton ont fait l’objet de nombreuses études (Giresse, 1969 ; Giresse & Lautridou, 1973 ; Ters, 1973 ; van de Plassche, 1991 ; Regnauld et al., 1996 ; Billard et al., 2004, in Billeaud, 2007 ; Billeaud, 2007) grâce auxquelles l’évolution holocène du niveau marin relatif a pu être retracée avec une bonne résolution temporelle pour les 8 000 dernières années. Toutefois, le positionnement des anciens niveaux marins est soumis à une grande incertitude, du fait des marnages importants qui caractérisent ce secteur côtier. Aussi, faut-il se borner à décrire l’histoire de la remontée du niveau marin relatif dans ses grandes lignes. Aux alentours de 8 000 ans cal. BP, un ensemble de points limitants et deux SLIP de base établissent une position du niveau de la mer entre -10 m et -15 m par rapport à l’actuel. De 7 000 à 4 000 ans cal. BP, une grande quantité de SLIP intercalés déterminent un niveau marin relatif compris entre -6 m et -2 m sous l’actuel. Enfin, les quelques données disponibles pour les 4 000 dernières années positionnent le niveau marin relatif légèrement au-dessous de l’actuel, mais ne livrent guère plus de précision tant les marges d’erreur sont importantes.

5.3.6 - La côte occidentale de Bretagne

42Les données recueillies dans l’ouest de la péninsule bretonne (Morzadec-Kerfourn, 1969 ; Regnauld, 1999 ; Stéphan, 2011 ; Goslin et al., 2013 ; Stéphan & Laforge, 2013 ; Goslin, 2014 ; Stéphan et al., 2014) couvrent les 7 500 dernières années. La plus ancienne date place le niveau relatif de la mer en-dessous de -10,1 ± 0,22 m par rapport à l’actuel à 7 587-7 444 ans cal. BP. Entre 7 500 et 6 900 ans cal. BP, le relèvement du niveau de la mer semble rapide (de l’ordre de 4,6 mm.a-1) puisqu’un point de base indique que le niveau relatif de la mer atteint -7,06 ± 1,27 m à 6 951-6 791 ans cal. BP. A partir de 6 900 ans cal. BP, les vitesses de remontée du niveau marin relatif s’infléchissent fortement. La hausse s’effectue ensuite à un rythme décroissant jusqu’à aujourd’hui.

5.3.7 - La côte sud de Bretagne

43Le littoral méridional de Bretagne a été étudié par Planchais & Corillion (1968), Ters (1973), Visset (1982), Visset et al. (1994, 1995, 1996), Gaudin (2004), Visset & Bernard (2006). La série de donnée débute par un SLIP de base qui place le niveau marin relatif à -7,31 ± 0,92 m à 7617-7325 ans cal. BP. La hausse du niveau de la mer semble linéaire au cours des 7 000 dernières années, à un rythme d’environ 0,8 mm.a-1. Les derniers millénaires de l’Holocène souffrent d’un manque de données et sont couverts par seulement deux points intercalés.

5.3.8 - La côte de Vendée

44Le long du littoral vendéen, l’histoire du niveau marin relatif est connue grâce aux travaux de Verger & Florschütz (1960), Visset (1987), Joly (2004), Allard et al. (2008), Joly & Visset (2009). Les données couvrent de façon quasi-continue les 10 000 dernières années. Toutefois, aucun SLIP de base de permet de positionner le niveau de la mer avec une grande fiabilité au cours de l’Holocène. Un point limitant détermine un niveau de la mer inférieur à -11,9 ± 0,14 m à 8 997-8 393 ans cal. BP. De 8 500 à 6 000 ans cal. BP, le rythme de remontée est de l’ordre de 2,6 mm.a-1. Le niveau de la mer se situe à -3,2 ± 0,9 m par rapport à l’actuel vers 6 000 ans cal. BP. A partir de cette date, les vitesses d’élévation du niveau de la mer diminuent fortement, avoisinant 0,8 mm.a-1 jusqu’à aujourd’hui.

5.3.9 - La côte charentaise

45Les données produites sur la côte charentaise (Gabet, 1973 ; Ters, 1973 ; Visset et al., 1989, 1990 ; Bourgueil, 1995, 2005 ; Diot & Tastet, 1996 ; Tastet et al., 2000a,b ; Clavé et al., 2001 ; Wang et al., 2006) s’échelonnent de 10 000 ans cal. BP jusqu’à aujourd’hui. La date la plus ancienne correspond à un point limitant qui établit, aux alentours de 9 000 ans cal. BP, le niveau de la mer sous -16,32 ± 0,17 m. Un ensemble de points intercalés se répartit de 8 500 à 6 000 ans cal. BP, indiquant une élévation du niveau marin relatif d’environ 2,3 mm.a-1 sur la période. Un SLIP de base fixe un niveau marin à -3,35 ± 1 m à 6 182-5 753 ans cal. BP. De 6 000 ans cal. BP à aujourd’hui, la hausse du niveau de la mer est estimée à 0,6 mm.a-1 en moyenne.

6 - Conclusion

46Cette étude fait la synthèse des données disponibles sur l’évolution holocène du niveau marin relatif le long de la façade Manche-Atlantique française et propose à la communauté scientifique une base de données qui a pour vocation d’être enrichie. La démarche adoptée n’est pas nouvelle puisqu’une telle synthèse avait déjà été proposée par Ters (1973, 1986). Toutefois, notre approche s’appuie sur une méthode désormais bien établie et reconnue au niveau international, permettant la production de points index du niveau marin.

47Sur la base des données recueillies dans une cinquantaine de publications portant essentiellement sur l’étude de séquences sédimentaires littorales, 264 points index ont été produits, témoignant à première vue de la richesse de l’information disponible pour les littoraux français de la Manche et de l’Atlantique. Toutefois, la majorité de ces données est issue de dépôts sédimentaires ayant pu subir un certain tassement au cours du temps. Notre inventaire fait état de seulement 21 points de base qui peuvent, de ce fait, être considérés comme exempts de tout phénomène de compaction ou de consolidation. En outre, ces points sont mal répartis dans le temps et dans l’espace. Les premiers et les derniers millénaires de la période Holocène sont mal représentés. La plaine maritime du Nord, les côtes du Calvados et du Cotentin, le littoral vendéen ne disposent d’aucun point de base. Par conséquent, les reconstitutions fiables de la remontée post-glaciaire, ainsi que l’estimation des phénomènes glacio-hydro-isostatiques et tectoniques, ne sont pas envisageables en l’état actuel des connaissances de terrain. A l’avenir, des efforts devront donc être entrepris afin d’acquérir cette information. Cela souligne également la nécessité de tenir compte, à l’avenir, des nombreuses données d’origine archéologique pouvant faire état d’anciennes positions du niveau marin relatif.

48En dépit de ces limites, une analyse sommaire des données produites dans cette étude permet de dresser les grandes tendances d’évolution du niveau marin relatif au cours des 11 000 dernières années le long des rivages français de la Manche et de l’Atlantique. Cette évolution se caractérise par une montée progressive du niveau de la mer à un rythme décroissant jusqu’à aujourd’hui. Une inflexion notable dans les rythmes de remontée est observée entre 7 000 et 6 000 ans cal. BP. A partir de cette période, les vitesses moyennes d’élévation sont inférieures à 1 mm.a-1, quelle que soit la région côtière considérée. En outre, aucune baisse significative du niveau de la mer n’est enregistrée durant l’Holocène et, à aucun moment, le niveau marin relatif n’a dépassé son niveau actuel. Enfin, le caractère oscillatoire de la transgression marine holocène peut être définitivement écarté dès lors que sont prises en compte les incertitudes chronologiques et les erreurs de positionnement vertical des anciens niveaux de la mer.

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Légende PMVE est le niveau des plus hautes mers de vive-eau (coefficient de marée de 120). Le haut-schorre correspond à la partie supérieure des marais, le bas-schorre à la partie inférieure, et la slikke aux vasières intertidales attenantes.
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Titre Fig. 2 : Etapes méthodologiques de reconstitution du niveau marin passé à partir d’un carottage dans une séquence sédimentaire holocène littorale.
Légende 1/ carottage, 2/ obtention de l’altitude du site de carottage par levé topographique, 3/ obtention de l’altitude de l’échantillon prélevé par rapport à l’ellipsoïde de référence, 4/ transformation de l’altitude 3 en altitude relative par rapport au référentiel tidal choisi pour l’étude, 5/ application de l’« Indicative Meaning » à l’altitude obtenue en 4.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7269/img-4.png
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Titre Fig. 3 : Illustration des effets de la compaction sur l’altitude des SLIPs obtenus à partir d’une séquence sédimentaire et des possibles erreurs induites par ce phénomène dans les reconstitutions du niveau marin relatif.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7269/img-5.png
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Titre Fig. 4 : Partie nord de la façade Manche-Atlantique française où sont localisés les sites inclus dans la base de données.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7269/img-6.jpg
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Titre Fig. 5 : Partie sud de la façade Atlantique française où sont localisés les sites inclus dans la base de données.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7269/img-7.jpg
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Titre Fig. 6 : Etagement des environnements de dépôt sédimentaire dans les zones intertidale et supratidale des secteurs à faible hydrodynamisme.
Légende Trois principaux environnements de dépôt (dulçaquicole, schorre, slikke) se distinguent d’après leur faciès sédimentaire et un ensemble d’indicateurs biologiques. Ces informations sont utilisées pour définir les «Indicative Meanings» des dépôts holocènes.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7269/img-8.png
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Titre Fig. 7 : Sondage manuel réalisé dans le marais maritime de la Bédume, Morbihan.
Légende A/ Localisation du sondage. B/ Lithostratigraphie, datation au radiocarbone (âge BP ± 1σ) et résultats du comptage de foraminifères contenus dans le niveau tourbeux basal
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Titre Fig. 8 : Stratigraphie des dépôts côtiers étudiés sur la plage de Sainte-Anne du Portzic (Brest).
Légende A/ Localisation de la coupe stratigraphique et des sondages manuels. B/ Stratigraphie des dépôts observés en coupe sur la plage lors des travaux de canalisation. C/ Lithostratigraphie et datations radiocarbone obtenues à partir des sondages manuels. B/ Stratigraphy of the deposits observed in beach profiles during channel operations. C/ Lithostratigraphy and radiocarbon datings obtained from hand-augerings.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7269/img-14.png
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Titre Fig. 9 : Distribution temporelle des différentes catégories de SLIP produites le long de la façade Manche-Atlantique française.
Légende Répartition numérique des types de points par intervalles de 1000 ans. (A) et distribution temporelle des points limitants (B), des points intercalés (C) et des points de base (D).
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Titre Fig. 10 : Elévation holocène du niveau marin relatif pour les neuf segments de côte le long de la façade Manche-Atlantique française.
Légende N : nombre de points constituant le graphique.
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Pour citer cet article

Référence papier

Pierre Stéphan et Jérôme Goslin, « Évolution du niveau marin relatif à l’Holocène le long des côtes françaises de l’Atlantique et de la Manche : réactualisation des données par la méthode des « sea-level index points » », Quaternaire, vol. 25/4 | 2014, 295-312.

Référence électronique

Pierre Stéphan et Jérôme Goslin, « Évolution du niveau marin relatif à l’Holocène le long des côtes françaises de l’Atlantique et de la Manche : réactualisation des données par la méthode des « sea-level index points » », Quaternaire [En ligne], vol. 25/4 | 2014, mis en ligne le 01 décembre 2016, consulté le 21 août 2017. URL : http://quaternaire.revues.org/7269 ; DOI : 10.4000/quaternaire.7269

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Auteurs

Pierre Stéphan

Université de Bretagne Occidentale, Institut Universitaire Européen de la Mer, laboratoire LETG-Brest-Géomer (UMR 6554), Technopole Brest-Iroise, rue Dumont d’Urville, FR-29280 PLOUZANÉ. Courriel : pierre.stephan@univ-brest.fr

Jérôme Goslin

Université de Bretagne Occidentale, Institut Universitaire Européen de la Mer, laboratoire LETG-Brest-Géomer (UMR 6554), Technopole Brest-Iroise, rue Dumont d’Urville, FR-29280 PLOUZANÉ. Courriel : jerome.goslin@univ-brest.frFr

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