structure et évolution des falaises gréseuses et

Abridged English Version

The cliffs at Cape Gris-Nez form the north-western limitof the Boulonnais region (fig. 1), which corresponds to thenorthern edge of the Artois faulted anticline rising above theStraits of Dover (Colbeaux et al., 1980). Cliffs are cut intodeposits of a mixed siliciclastic-carbonate system with typi-cal sand bodies of Kimmeridgian and Tithonian age(Geyssant et al., 1993). The succession from bottom to top isas follows (fig. 2): Argiles de Châtillon (18 to 25 m thick),which consist of massive black mudstone and shale withdecimetric-scale limestone beds; Lower Grès de la Crèche(10 m), which consist of laminated shell sands with largespheroidal concretions and carbonate sandstone beds.

Within the Grès de la Crèche, calcite cementation occursas continuously cemented layers, as layers of strataboundconcretions, and as scattered concretions (photo 1). All threefacies are explained by the redistribution of biogenic carbon-

ate originally present within the sand bodies (table 1), asdescribed by O. Walderhaug and P.A. Bjørkum (1998). Nucle-ation and growth of the calcite cement (fig. 4) has generatedvery resistant and impermeable sandstone concretions withinunconsolidated sand. Thus, the sand acts as an aquifer inwhich percolating water is drained toward the sea.

The tidal range for Spring mean high water is 8 m, andthe foreshore extends 80 m seawards. Spring tides reach anelevation of 4.90 m NGF, a level at which the cliff base (6to 8 m NGF) is not undercut by waves during fair weatherconditions. The cliff is fronted by a sloping shore platformwith a gradient of about 3° between the Mean Tide LevelMark (MTLM, 0 m NGF on fig. 1) and the 10 m depthcurve, and with a steep ramp (gradient about 16°) betweenMTLM and the cliff base. The ramp cuts down the Argiles deChâtillon and is covered with sandstone boulders. Due tothe relatively sheltered setting of the English Channel, inci-dental swells exceed 5 m only once every ten years on

Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. 297-310

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

Structure and evolution of the sandstoneand clay cliffs at Cape Gris-Nez (Boulonnais, France)

Guillaume Pierre*

* Laboratoire de Géomorphologie et Gestion des Milieux Naturels, UFR de Géographie et Aménagement, université de Sciences et Technologies de Lille,Av. Paul Langevin, 59655 Villeneuve d’Ascq cedex, France. E-mail : [email protected]

RésuméLe recul des falaises argilo-gréseuses du cap Gris-Nez, mesuré par analyse photogrammétrique pour la période 1944–2003, est de moinsde 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 limitel’action des processus subaériens, et d’autre part par la présence en pied de falaise d’une rampe en pente forte couverte de blocs gréseuxécroulés, qui limite l’action des processus marins sur le platier et au pied de la falaise. Dans ce contexte, la distribution des trous d’obusdatant de la Seconde Guerre mondiale influence la variabilité spatiale du recul, en favorisant le lent processus de suffosion qui fragilisele haut de la falaise.

Mots clés : falaise, plate-forme littorale, recul, photogrammétrie, Grès de la Crèche, Boulonnais.

AbstractThe retreat of the clay and sandstone cliffs at Cape Gris-Nez has been measured using photogrammetric analysis. The distance of theretreat, between 1944 and 2003, is less than 4 m on average, i.e. a retreat rate of 0.07 m·yr-1. This low rate is due to the resistance ofthe Grès de la Crèche, which restricts subaerial processes. It is also related to a steep fronting ramp covered with collapsed sandstoneboulders. This restricts marine processes both on the foreshore and at the cliff toe. In that context, the spatial distribution of the retreatis influenced by the distribution of Second World War shell holes, which promote piping and increase the efficiency of sand wash-out,thereby slowly weakening the cliff top.

Key words: seacliff, shore platform, retreat rate, photogrammetry, Grès de la Crèche, Boulonnais.

average (Augris et al., 1990). Swell with a return period of100 years may reach 8 m, as during the storm of January 25,1990 (Wissocq, 1992).

The amount of cliff retreat was measured by the superim-position of orthorectified aerial photographs from 1944(using ER Mapper 6.4 software) on a 2003 photogrammetri-cally derived topographic map at the 1:2000 scale. Over59 years, the mean retreat rate of the cliff top was less than4 m (±1 m) in average, i.e. 0.07 m yr-1 (fig. 6). The spatialvariability of the retreat rate, imperfectly related to the struc-ture (fig. 3), increases with the occurrence of Second WorldWar shell holes at the top of the cliff. The holes increase pip-ing and results in slowly weakening the cliff top. Seepage ofwater percolating through the Sables and Grès de la Crèchewashes the sands out and prompts the collapse of loose sand-stone concretions at the cliff toe (photo 1). On the cliff face,processes are related to the wearing of the Argiles de Châtil-lon leading to the destabilisation of the Sables and Grès dela Crèche. Three types of mass movements are observed(fig. 5): 1) slab slides and collapse of boulders in the Grès dela Crèche; 2) rock falls involving the limestone beds withinthe Argiles de Châtillon; and 3) gullying. At the cliff toe,resulting screes degrade as a consequence of thin mudflows(photo 2). Recession is achieved by low frequency, low-to-medium magnitude events.

The low retreat rate of this coastal strip is lower than thatmeasured on chalk and clay-chalk cliffs of either side of theChannel, ranging between 0.10 m.yr-1 and 0.50 m.yr-1

(Costa et al., 2004; Pierre and Lahousse, 2003, 2004; Mayand Heeps, 1985). The reduced efficiency of both subaerialerosion on the cliff-face and marine erosion on the rampexplains the slow recession of the cliff. Boulders on theramp reduce rates of platform downwearing, and also ero-sion at the cliff foot, and consequently rates of cliffrecession. Slow retreat rate therefore derives from a deficitof ‘vertical erosion’ on the shore platform, especially on theramp (Kamphuis, 1987; Sunamura, 1992). The overall studyof the cliff and shore platform on this coastal strip alsoshows that cliff stability largely depends on the morphologyof the shore platform, and provides an uncommon examplewhere a steeply sloping ramp can compensate for a narrowplatform for the entire profile to tend to static equilibrium.

Introduction

Les falaises du cap Gris-Nez (fig. 1), n’ont pas fait l’objetd’une étude détaillée et synthétique visant à établir la vitessede leur recul et les modalités de leur évolution. Ainsi,P. M. Clique et J. P. Lepetit (1986), sur la base des estimationsde A. Briquet (1930), ont proposé pour l’ensemble de cesfalaises une valeur de recul moyenne (0,17 m/an), qui occul-te la variabilité spatiale du phénomène et ne permet donc pasd’en déterminer les causes. La mesure précise du recul sur59 ans et la cartographie à grande échelle des mouvements deterrain affectant la paroi de la falaise permettent de lever cetobstacle et de s’interroger sur le rôle des paramètres structu-raux et sur l’influence des paramètres anthropiques dans cerecul. À ce titre, l’analyse précise des différents faciès des

Sables et Grès de la Crèche, qui n’avait jamais été faite, rendcompte du comportement de ces matériaux vis-à-vis de l’éro-sion, qui explique pour une bonne part l’indigence du recul.

298 Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. 297-310

Guillaume Pierre

Fig. 1 – Carte de localisation. 1 : phare ; 2 : piézomètre ; 3 : piedde falaise.

Fig. 1 – Location map. 1: head light; 2: piezometer; 3: cliff foot.

Le rôle protecteur des blocs gréseux sur le haut estran asouvent été évoqué (Briquet, 1930 ; Clique et Lepetit, 1986 ;Battiau-Queney et al., 2003) sans pour autant être précisé-ment défini. Ces blocs protègent-ils le pied de la falaise del’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 ; Ste-phenson, 2000) ? En d’autres termes, ces falaise relèvent-ellesd’un modèle d’évolution selon lequel l’abaissement de laplate-forme doit précéder le recul de la falaise, ou au contrai-re d’un autre modèle selon lequel le recul de la falaise doitprécéder l’abaissement de la plate-forme (Sunamura, 1983,1992 ; Kamphuis, 1987) ? Enfin, le constat du faible reculdes falaises du cap Gris-Nez fournit l’occasion de s’interrogersur l’équilibre à long terme de l’ensemble plate-forme et fa-laise (Stephenson, 2000) : s’agit-il d’un équilibre dynamique,pour lequel le profil entier recule en se conservant, ou d’unéquilibre statique, qui équivaut à l’arrêt du recul ?

Méthodes d’étude

Les techniques d’analyse photogrammétrique appliquées àla mesure de l’érosion côtière ont été décrites et éprouvéespar plusieurs auteurs (Moore, 2000 ; Pierre et Lahousse,

2003 ; Costa et al.,2004). Au cap Gris-Nez,le recul du trait de côte aété mesuré par recalagede photographies aé-riennes de la Royal AirForce (RAF) prises le4 juin 1944 (échelle desclichés : 1/7 000) sur unplan topographique éta-bli par procédés photo-grammétriques (marged’erreur ± 14 cm) à par-tir d’une mission aérien-ne spécifique effectuéele 11 juin 2003 (échelledes clichés : 1/7 500)après l’implantation surle terrain de neuf pointsfixes rattachés aux sys-tèmes Lambert 1 et auNivellement Général de

la France (NGF). Une série d’amers, bien répartis et identi-fiés sur les clichés de la RAF (blockhaus) et sur le plan to-pographique géoréférencé de 2003, a été utilisée pour la rec-tification des photographies de 1944 (méthode polynomialelinéaire) et pour leur calage automatique sur le plan de 2003à l’aide du logiciel ER Mapper 6.4. Chaque amer a été loca-lisé à 3 pixels près sur les photographies de la RAF. Comptetenu de la résolution retenue lors de leur numérisation(600 dpi : 1 pixel représente 30 cm sur le terrain), la marged’erreur le long de la falaise après calage est de ± 1 m. Deuxtracés ont été retenus pour décrire le haut de falaise sur les pho-tographies de 2003 : la rupture de pente sommitale convexe etla limite supérieure d’arrachement, sachant que la premièrene se rencontre jamais sans la seconde. Le haut de falaise re-péré sur les photographies de 1944 correspond à la limited’arrachement, la seule qui soit clairement identifiable enl’absence de couples stéréoscopiques. La valeur du recul cal-culée correspond donc au déplacement de ce trait, mesurétous les 5 m, perpendiculairement à la côte.

Le plan topographique au 1/2 000, avec une équidistancedes courbes de niveau de 2 m et des courbes intercalaires de1 m, a servi de support à la cartographie géomorphologiquedes mouvements de terrain tels qu’ils ont été observés entrejuin 2003 et septembre 2004. Il a en outre permis de décrireles caractéristiques morphométriques du haut estran. Quantaux différents caractères minéralogiques, micromorpholo-giques et géochimiques des Sables et Grès de la Crèche, ilsont été déterminés par analyse au Microscope Electronique àBalayage (MEB) et par calcimétrie sur 12 échantillons.

Les falaises dans leur contexte

Les falaises du cap Gris-Nez représentent la terminaisonnord occidentale du Boulonnais, correspondant au rebord dubloc Artois soulevé au dessus de la zone faillée du Pas-de-Calais (Colbeaux et al., 1980). Elles sont taillées dans un en-semble lithostructural du Kimméridgien et du Tithonien(Geyssant et al., 1993). Entre la pointe du Riden et le trou duNez se succèdent de bas en haut (fig. 2) : les Argiles deChâtillon, épaisses de 18 à 25 m, constituées de niveauxfeuilletés silto-argileux et silto-sableux dans lesquelles s’in-tercalent des bancs calcaires lumachelliques, décimétriques àpluri-décimétriques ; les Grès de la Crèche inférieurs épaisde 10 m, comprenant des bancs de grès carbonatés décimé-triques et de grès en boules enrobés dans une matrice sa-bleuse. Du sud au nord, entre la pointe du Riden et le capGris-nez (fig. 1), les Argiles de Châtillon et les Grès de laCrèche affleurent sur des épaisseurs qui varient en fonctionde la hauteur de la falaise, comprise entre 25 et 45 m, et desdéformations 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 an-ticlinal dissymétrique d’axe parallèle au trait de côte (N90) età vergence nord (Lamarche et al., 1998). Les Grès de laCrèche affleurent donc sur toute sa hauteur. Vers l’est, domi-nant le trou du Nez, la falaise prend, sur un court tronçon,une orientation nord-sud et les argiles de Châtillon affleurentà nouveau et sur toute la hauteur de la paroi.

299Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2005, n° 4, p. 297-310

Structure et évolution des falaises gréseuses et argileuses du cap Gris-Nez

Fig. 2 – Lithostratigra-phie des falaises du capGris-Nez (d'après Hatrivalet al., 1971 et Geyssant etal., 1993, modifiés).

Fig. 2 – Lithostratigraphyof the Cape Gris-Nezcliffs (after Hatrival et al.,1971 and Geyssant et al.,1993, modified).

Si les argiles de Châtillon ont fait l’objet d’investigationspoussées (El Albani et al., 1993 ; Debrabant et al., 1994 ;Deconinck et al., 1996), il n’en va pas de même des Sableset Grès de la Crèche (et de Châtillon qui présentent lesmêmes faciès), remarquables par la présence de boules gré-seuses enrobées dans une matrice sableuse et de bancsgréseux mamelonnés. Ces formes arrondies ont été attri-buées, sur des critères macroscopiques, à un processus deconcrétionnement (Ager et Wallace, 1966 ; Battiau-Queneyet al., 2003) ou au contraire de dissolution (Hatrival et al.,1971 ; Bonte et al., 1985). À la lumière des travaux deO. Walderhaug et P. A. Bjørkum (1998), la description préci-se des affleurements couplée à l’analyse micromorphologiqueet géochimique des sables et des grès permet de reconsidérerla question. À l’origine, les matériaux constituaient desbarres sableuses à laminations obliques et riches en bio-clastes carbonatés, soumises à la houle dans des milieux dehaute énergie (Geyssant et al., 1993). Les ensembles grési-fiés à ciment calcique présentent trois faciès : desconcrétions continues en bancs centimétriques à décimé-triques ; des concrétions discontinues allongées dans lesstrates sableuses centimétriques à décimétriques ; enfin desconcrétions métriques sphéroïdales éparpillées dans lesbancs sableux les plus épais (photo 1). Ces trois faciès ontdéjà été décrits dans les sables jurassiques de Bridport (Bur-ton Cliff, Dorset ; Bjørkum et Walderhaug, 1990), où ils ontété interprétés comme le résultat de la précipitation duCaCO3 issu de la dissolution des carbonates d’origine biogé-nique, à faible profondeur (1,5 à 2 km) et à bassetempérature (50 à 70°C). La répartition des volumes grésifiésdépend de la quantité de carbonate biogénique disponibledans les lits sableux, tandis que la forme arrondie des concré-tions est liée à leur mode de croissance par nucléation.

Les analyses chimiques et micromorphologiques d’échan-tillons prélevés dans les trois types de concrétion gréseuse etdans les sables donnent des résultats conformes au modèleproposé par P. A. Bjørkum et O. Walderhaug (1990). Ainsi lateneur en CaCO3 est quatre fois plus élevée dans les boulesgréseuses que dans les sables qui les enrobent (tab. 1). Cette


Guillaume Pierre

Fig. 3 – Structure de la falaise et nature de l’estran entre le trou du Nez et la 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).

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: pebble and cobble; 4: sandstone boulders; 5: armouring; 6: bare sandstone platform (after Hatrival et al., 1971,modified).

Photo 1 – Vue du cran Barbier depuis l’estran. 1 : Sables et Grèsde la Crèche (concrétions continues à la base, concrétions sphéroï-dales au milieu, concrétions aplaties au sommet) ; 2 : Argiles deChâtillon ; 3 : banc calcaire dans les Argiles de Châtillon ; 4 : moel-lons de grès sur l’estran (localisé sur la fig. 6).

Photo 1 – View of cran Barbier from the foreshore. 1: Sables andGrès de la Crèche (lower part: continuous concretions, middle part:spheroidal concretions, upper part: flattened concretions); 2: Argilesde Châtillon; 3: calcareous bed within Argiles de Châtillon; 4: sand-stone boulders on the foreshore (location on fig. 6).

distribution est le résultat de la formation de nu-cléus calciques et de leur croissance centrifugepar diffusion du carbonate de calcium biogé-nique. Le ciment calcique occupe tout l’espaceintergranulaire dans les grès (fig. 4A, B et C),tandis que dans les sables, où il ne reste plustrace de débris coquilliers, la faible quantité decarbonate de calcium (10,1 %) prend la formede revêtements ou de remplissages modestes(fig. 4D). À l’inverse, il arrive que des débriscoquilliers carbonatés subsistent enrobés dansles ciments calciques (fig. 4A et C) à proximi-té de nucléus à croissance rapide (Walderhauget Bjørkum, 1998). Il apparaît que les concré-tions allongées et continues peu épaisses (déci-métriques) ont une teneur plus élevée enCaCO3 que les concrétions sphériques épar-pillées (tab. 1) : cela est probablement dû àune plus grande richesse en carbonate de cal-cium biogénique des lits les moins épais oùelles se forment, lits correspondant à des pé-riodes d’apports détritiques réduits. Lesformes arrondies dans les Grès de la Crèche nesont donc pas le résultat d’un processus de dis-solution des grès, mais celui d’une redistribu-tion diagénétique des carbonates biogéniquescontenus dans les sables, par nucléation et dif-fusion de la calcite. La précipitation d’un ci-ment calcique confère aux volumes grésifiésune résistance mécanique et une imperméabili-té qui contrastent avec celles des sables en-caissants.

Ce contraste se répercute en premier lieu sur la circulationdes eaux souterraines. Sur le plateau d’Audinghen, les eauxde pluie s’infiltrent dans les affleurements de Grès et sablesdu Kimméridgien (Grès de Châtillon) et du Tithonien (grèsde la Crèche), qui sont les deux niveaux les plus perméablesd’un aquifère multicouche peu développé (fig. 2). Depuis1997, des relevés piézométriques sont effectués mensuelle-ment 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 va-riations piézométriques sont de faible amplitude (0,50 m enmoyenne entre 1997 et 2003). L’écoulement latéral est eneffet rapide et la nappe n’enregistre pas les rythmes pluvio-métriques. Entre Audresselles et le cap Gris-Nez, les solssont à dominante sableuse et de types brunisols saturés ré-doxiques ou néoluvisols rédoxisols saturés (Sterckeman et



Fig. 4 – Microstructure des quatre faciès des Sables et Grès de la Crèche(MEB). A : concrétions discontinues allongées ; B : concrétions sphéroïdales épar-pillées ; C : concrétions continues ; D : sables. (Q : quartz ; Ci : ciment ; B : bioclaste ;Ap : apatite ; Re : résine).

Fig. 4 – Microstructure of the four facies of the Sables and Grès de la Crèche(SEM). 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.

*revêtements et remplissages (± 1 % de l’échantillon), FK : feldspath potassique.

CaCO3 (% total)

Ciment (%) Granulométriedes quartz (mm)

Minéraux accessoiresCaCO3 SiO2

Sable des bancs à boules 10,10 75,54* 24,46* 0,18 -

Concrétions sphéroïdales 40,69 62,46 37,54 0,18 apatite, FK

Concrétions allongées 64,46 86,48 13,52 0,3 apatite

Concrétions continues 61,65 78,04 21,96 0,3apatite, FK

oxyde de fer

Douay, 2002). Leur épaisseur est com-prise entre 60 et 150 cm et dépend de laprésence et de la profondeur des bancsgréseux. Si les sols se développent surun niveau gréseux continu et non fissu-ré la nappe s’y cantonne et des marestemporaires se forment alors en surfa-ce. Dans le cas inverse, l’eau percoledans les niveaux sableux jusqu’aux ni-veaux imperméables que constituentles Argiles de Châtillon ou les Cal-caires (marneux) du Moulin-Wibert(fig. 2). Dans les deux cas, les eauxsont dirigées vers la mer suivant le pen-dage des couches.

Sur le site étudié, le marnage est su-périeur à 8 m pour une marée de viveeau exceptionnelle. À marée haute, lamer ne dépasse pas la cote 4,90 m NGFet n’atteint donc pas le pied de la falaise(6 à 8 m NGF) par temps calme. L’es-tran se découvre sur 80 m à maréebasse, pour la portion de côte orientéenord-sud et sur 500 m en avant du troudu Nez. Cette différence est liée à la morphologie de la plate-forme, dont la pente générale, sur la façade ouest, est in-fluencée 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 enmoyenne 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’unerampe en pente forte (16°) recoupant les Argiles de Châtillonet couverte de blocs gréseux. Sur la façade nord de la zoneétudiée, la plate-forme, horizontale, a une pente inférieure à1° et se raccorde directement au pied de la falaise. Les ventsdominants de secteur ouest engendrent une houle annuelledont la hauteur est inférieure à 5 m et la période moyenne est

de 6 secondes (Augris et al., 1990). Une houlecentennale d’une hauteur de 8 m a été obser-vée au large du cap Gris-Nez le 25 janvier1990 lors d’une très forte tempête de secteurSW accompagnée de rafales supérieures à28 m/s (Wissocq, 1992). Les vents de secteurNE sont moins violents (force moyenne : 5 à8 m/s) et les tempêtes de même secteurmoins fréquentes.

Modalités et valeur du recul

Les processus affectant la paroi de la falai-se sont commandés par l’effritement desArgiles de Châtillon, mettant lentement lesGrès sus-jacents en porte-à-faux, et par laperte de cohérence des grès de la Crèche quifavorise les arrachements et le basculementde blocs gréseux. L’usure des Argiles de Châ-tillon est un phénomène très superficiel.Malgré leur granulométrie relativement gros-sière, ces matériaux très compactés ont unefaible perméabilité. Ils restent donc secs dansla masse et ne se prêtent pas au fluage. Pro-bablement favorisée par le phénomène dedétente et d’haloclastie, la libération de débrisfins est le résultat de l’alternance d’humecta-


Guillaume Pierre

Photo 2 – Haut de falaise au nord du cran de Quette. Sur le haut de falaise végétalisé, unentonnoir de suffosion est ouvert sur la paroi et recoupe le sentier (localisé sur la fig. 6).

Photo 2 – Cliff top north of cran de Quette. Surrounded by the vegetated cliff top, awashout 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. 1 : glissementd’un pan de Grès de la Crèche au premier plan ; 2 : Argiles de Châtillon, avecquelques boules gréseuses basculées. L’herbe pousse sur des débris argilo-calcairespeu épais ; 3 : pied de falaise (altitude : 6 m) ; 4 : rampe couverte de blocs gréseux(localisé sur la fig. 6).

Photo 3 – Cliff face and foreshore north of cran de Quette. 1: Grès de la Crèche,with slab slide in the foreground; 2: Argiles de Châtillon, with collapsed sandstoneboulders. 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 –

Mo

dal

ités

de

recu

l en

tre

le c

ran

Bar

bie

r et

le

tro

u d

u N

ez.

1 : m

aiso

n ; 2

: bl

ockh

aus

; 3 :

sent

ier

; 4 :

pied

de

fala

ise

(lim

ite s

upér

ieur

e du

cha

os d

e bo

ules

) ; 5

: ha

ut d

e fa

lais

e vi

f ; 6

:ha

ut d

e fa

lais

e vé

géta

lisé

; 7 :

mas

se é

boul

ée s

tabl

e ; 8

: ta

ssem

ent ;

9 :

banc

gré

seux

; 10

: ba

nc c

alca

ire ;

11 :

faill

e ; 1

2 : a

rrac

hem

ent s

econ

daire

; 13

: gr

ès m

amel

onné

en

port

e à

faux

; 14

: gl

is-

sem

ent

en p

lanc

he ;

15 :

glis

sem

ent

de p

ans

; 16

: rav

inem

ent

; 17

: cou

lée

supe

rfic

ielle

et

hété

rom

étriq

ue ;

18 :

débr

is é

boul

és é

volu

ant

en c

oulé

e ; 1

9 : é

boul

is c

alca

ires

; 20

: enr

oche

men

t ; 2

1 :

trou

d'o

bus

; 22

: anc

ien

fort

.

Fig

. 5 –

Mo

de

of

retr

eat

bet

wee

n c

ran

Bar

bie

r an

d t

rou

du

Nez

. 1: h

ouse

; 2: b

lock

haus

; 3: t

rail;

4: b

otto

m o

f th

e cl

iff (

uppe

r lim

it of

the

bou

lder

apr

on);

5: t

op o

f th

e cl

iff (

scar

); 6:

veg

etat

ed c

liff-

top;

7: s

tabl

e sc

ree;

8: s

inki

ng; 9

: san

dsto

ne b

ed; 1

0: li

mes

tone

bed

; 11:

faul

t; 12

: min

or s

car;

13:

ove

rhan

ging

san

dsto

ne b

ed; 1

4: r

ocks

lide;

15:

sla

b sl

ide;

16:

gul

lyin

g; 1

7: th

in m

udflo

w a

nd d

ebris

flow

;18

: lan

dslip

evo

lvin

g in

to f

low

; 19:

cal

care

ous

scre

e; 2

0: a

rmou

ring;

21:

she

ll ho

le; 2

2: a

ncie

nt fo

rt.


Guillaume Pierre

Fig

. 6 –

Val

eurs

du

rec

ul

entr

e le

cra

n B

arb

ier

et l

e tr

ou

du

Nez

. 1 :

pied

de

fala

ise

; 2 :

haut

de

fala

ise

vif

(arr

ache

men

t) ;

3 : h

aut

de fa

lais

e vé

géta

lisé,

rup

ture

de

pent

e co

nvex

e ; 4

: pi

ed d

efa

lais

e en

194

4 ; 5

: se

cteu

rs in

tens

émen

t bo

mba

rdés

sur

le h

aut

de fa

lais

e et

tro

us d

’obu

s.

Fig

. 6 –

Mag

nit

ud

e o

f re

trea

t b

etw

een

cra

n B

arb

ier

and

tro

u d

u N

ez.1

: clif

f foo

t; 2:

clif

f top

(sc

ar);

3: v

eget

ated

and

bev

elle

d cl

iff to

p; 4

: clif

f foo

t in

1944

; 5: i

nten

sely

bom

bed

area

s at

the

cliff

top

and

shel

l hol

es.

tion et de dessiccation, liée au suintement d’eau continenta-le à la base des grès (photo 1) et aux embruns. Accumulés enpied de la paroi, ces débris fins sont susceptibles de fluer(fig. 5). L’usure des Sables et Grès de la Crèche dépend aucontraire de leur perméabilité. La résurgence en bordure defalaise des eaux infiltrées à la surface du plateau provoquent,dans ces matériaux, un soutirage des sables et un déchausse-ment des grès concrétionnés. Une fois à l’air libre, les grèssubissent une desquamation et s’ornent de taffonis. Parfois,ils se fendent dans la masse le long de joints (photo 1). Sur lerevers de la falaise, aux endroits où les bancs gréseux sontdiscontinus, le soutirage des sables entraîne la formationd’entonnoirs, qui s’ouvrent sur la paroi dès qu’ils sont recou-pés par le haut de falaise (photo 2). Ces deux processuspréparatoires, affectant les Argiles et les Grès, conditionnentl’occurrence de mouvements de terrain un peu plus impor-tants et qui se relaient dans le temps (fig. 5). Il s’agit, dansles argiles de Châtillon, de l’éboulisation des bancs calcairesmis en saillie par l’usure des lits de granulométrie fine. Enprésence de débris fins, les éboulis calcaires accumulés enpied de falaise évoluent en coulées à blocs peu épaisses(fig. 5). Dans les grès de la Crèche se produisent des petitsglissements de pans de roche si les bancs gréseux sont dis-continus, ou des basculements de blocs gréseux, si ceux-cisont suffisamment déchaussés (photo 3). Par endroits, dansl’axe des entonnoirs recoupés par le haut de falaise, le ruis-sellement entaille la paroi (fig. 5). Le versant nord-ouest ducap Gris-Nez, calé sur un flanc anticlinal faillé, présente desphénomènes de glissement en planche de bancs gréseux surles argiles sous-jacentes, le long des plans de stratifica-tion (fig. 5).

L’ampleur modeste et la faible fréquence de ces mouve-ments de terrain sont donc largement déterminées par des pa-ramètres 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 lafalaise est un peu plus haute (40 à 45 m), mais il n’est pas sûrque la corrélation entre hauteur de la falaise et taux de reculait un sens pour des écarts si faibles. La paroi nord du capGris-Nez, entièrement développée dans les grès, ne reculepratiquement pas (0,01 m/an). Au trou du Nez, où la paroivive ne se développe que dans les Argiles de Châtillon, lerecul est aussi de 0,01 m/an, mais cette faible valeur s’ex-plique par la protection déjà ancienne du pied de falaise. Descartes postales du début du XXe siècle attestent de la présen-ce passée d’un perré (mur de soutènement), actuellementremplacé par un enrochement ralentissant efficacement l’éro-sion marine. Le secteur a cependant connu des périodes d’in-stabilité, puisque le haut du versant présente des formes detassement impliquant une déformation lente des argiles(fig. 5). Ce phénomène, improbable ailleurs, s’explique icipar l’interruption des bancs gréseux aux abords du trou duNez et par le redressement des couches dans les Argiles deChâtillon, favorisant l’infiltration de l’eau (fig. 3). Au gré deces processus, et sur une soixantaine d’années, le haut et lebas de falaise ne reculent pas de façon synchrone. La compa-raison des situations de 1944 et de 2003 sur le flanc ouest ducap Gris-Nez (fig. 6B), montre que le haut et le bas de la fa-

laise peuvent reculer conjointement, mais à des vitesses dif-férentes, ou séparément. C’est dire qu’il n’est pas prudent,sur une période brève, de prendre le pied de falaise commetrait de référence pour en évaluer le recul, comme le propo-sent certains auteurs (Maquaire, 1990 ; Battiau-Queney etal., 2003). Parfois, le bas de falaise actuel est en avant du basde falaise de 1944. Ce cas correspond en fait à une situationtemporaire : l’avancée vers la mer de matériaux détachés dela paroi. Les éboulis stabilisés (fig. 5B), déjà visibles sur lesphotographies aériennes de 1976 (IGN), en fournissent unexemple. Leur pérennité traduit, sur une période d’une tren-taine d’années, l’efficacité réduite des processus d’évacua-tion par la mer. Au total, la falaise évolue lentement, et,compte tenu de la circulation rapide de l’eau dans les sols etdans l’aquifère sablo-gréseux, l’influence des rythmes plu-viométriques sur le recul est peu marquée.

La disparité des valeurs de recul du haut de falaise, com-prises entre 0 et 20 m (± 1 m), n’est pas uniquement d’ori-gine structurale. Sur le flanc nord du cap Gris-Nez, la rela-tion entre structure et valeur de recul est sans équivoque :quand le versant coïncide avec le flanc de l’anticlinal, à l’estde la faille, la falaise entièrement gréseuse est très stable.Ailleurs, l’influence de la structure sur la variabilité spatia-le des valeurs de recul est moins claire. Par exemple, dans lesecteur sud, entre le cran de Quette et le cran Barbier (fig. 3et fig. 6 A), une plus grande épaisseur d’argiles à l’affleure-ment ou la présence de failles ne se traduit pas nécessaire-ment par des valeurs de recul plus élevées. À l’inverse, surle flanc ouest du cap Gris-Nez (fig. 3 et fig. 6B), l’épaisseurdécroissante des argiles en bas de paroi ne s’accompagnepas d’une meilleure stabilité.

La variabilité spatiale des valeurs de recul se comprendmieux si l’on tient compte de la répartition des trous d’obuslaissés par les bombardements de la Seconde Guerre mon-diale, visibles sur les photographies aériennes de 1944.Ainsi, sur près de 300 m au sud du cran des Sillers et de partet d’autre du cran de Quette, la falaise, peu bombardée, apeu reculé (fig. 6A). À l’inverse, les secteurs où la densitéd’impacts est élevée ont davantage reculé. Si ces impactsont probablement ameubli la roche, leur influence est d’unautre ordre : en brisant les bancs gréseux sur le revers de lafalaise, ils accélèrent la formation d’entonnoirs de suffosion,naturellement déclenchée par le comportement de l’eau dansles sables et grès de la Crèche (photo 1 et photo 2). Qu’ilssoient naturels ou associés à des impacts de bombes, lesentonnoirs de suffosion, situés à proximité de la corniche etrecoupés par le recul du haut de falaise, déterminent la pré-sence d’une convexité sommitale souvent végétalisée du faitde la discrétion du ruissellement de surface sur le revers(photo 2). Ainsi, le haut de falaise est défini par une rupturede pente convexe qui ne doit pas être assimilée à une faussefalaise. Ce modelé est en effet directement lié aux processusde soutirage et suffosion qui conditionnent le recul de la cor-niche sablo-gréseuse, tandis que sa perfection est souventassociée à la densité de trous d’obus sur le haut de falaise(nord du cran Barbier, sud du cran de Quette, nord-ouest ducap Gris-Nez ; fig. 6). Quand le profil de la paroi se cale surle toit des grès, le soutirage du sable n’est plus possible.



C’est pourquoi la présence de trous d’obus n’accélère pasl’érosion sur le flanc nord du cap Gris-Nez. Il est donc nor-mal d’y retrouver en grand nombre des cicatrices debombardement. Ailleurs, ces cicatrices ont été gommées parle recul et, vers l’intérieur des terres, par les labours.

À notre connaissance, aucune valeur de recul de falaisesgréseuses ou argilo-gréseuses du type de celle qui nous inté-ressent n’a été publiée, quelle que soit la méthode de mesureutilisée. Les falaises du cap Gris-Nez font cependant excep-tion, non sans une certaine confusion. En effet, A. Briquet(1930) mentionne pour le cap Gris-Nez la disparition pro-gressive d’un fort du XVIe siècle et donne quelques valeursde recul ponctuel comprises entre 20 m et 60 m en 40 ansaux abords immédiats de Boulogne. Ce sont ces donnéesque P. M. Clique et J. P. Lepetit (1986), citant A. Briquet,transforment en une valeur de « moins de 5 m », tout en laramenant à la période 1947–1977 et en l’appliquant à l’en-semble du linéaire compris entre Audresselles et le trou duNez. En conséquence, la valeur retenue dans les documentsde gestion relatifs à cette portion du littoral est de 0,17 m/anLe recul est en fait bien plus lent, puisque l’analyse par pho-togrammétrie et recalage géométrique donne une valeurmoyenne inférieure à 4 m (± 1 m) entre 1944 et 2003, soit0,07 m/an. Le fort du XVIe siècle (1546) n’a d’ailleurs pastotalement disparu : le tracé général de l’édifice est encorevisible au sol (fig. 5) et seule la pointe nord pourrait avoirdisparu. En effet, un plan sans échelle de 1728 représente lefort du « Grinez » proche du rebord de la falaise et entouréde cinq bastions, tandis qu’un autre plan de 1769 représentele même fort avec quatre bastions seulement (in Lequien,2004). Le recul moyen de 0,07 m/an est par ailleurs trèsinférieur à celui obtenu sur les autres falaises, le plus sou-vent 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 laPicardie (Costa et al., 2004), 0,14 m/an à 0,26 m/an entre1939 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 detemps pour les côtes anglaises (May et Heeps, 1985).

Dynamique et rôlede la plate-forme littorale

La résistance des bancs gréseux in situ et la compactiondes Argiles de Châtillon expliquent pour une bonne part lesfaibles valeurs de recul des falaises du cap Gris-Nez. Lamorphologie de la plate-forme et la nature des matériaux quila couvrent jouent aussi un rôle dans l’évolution du trait decôte. Comme ce rôle n’avait pas été envisagé du doublepoint de vue de l’évolution de la plate-forme et de celle dela falaise du cap Gris-Nez, il mérite donc d’être précisé.

La capacité des plages à briser l’énergie des vagues inci-dentes et donc à protéger les falaises de l’érosion est bienétablie (Sunamura, 1992 ; Sallenger et al., 2002, entreautres). Cependant, S. M. Shih et P. D. Komar (1994) dé-montrent aussi qu’il existe une corrélation positive entreplages en pente forte et attaque par les vagues se soldant parune érosion accrue des falaises. En effet, les plages bien ali-mentées, qui ont une pente d’autant plus forte que leur gra-

nulométrie est grossière, prennent un caractère réflectif mar-qué (Wright et Short, 1984) qui se traduit par un déferlementà gonflement suivi d’un jet de rive puissant et érosif, dans lamesure où il atteint la paroi. Jusqu’à quel point ce schémas’applique-t-il au cap Gris-Nez, où le haut estran présentedes points communs avec les plages de blocs (c’est-à-dire degranulométrie supérieure à 20 cm), tels que pente forte etlargeur réduite de zone de brisants ?

Sur leur façade ouest, les falaises du cap Gris-Nez sont pré-cédées par une plate-forme relativement étroite (250 m),inclinée à près de 3° et ne présentant pas de rupture au niveaudes plus basses mers. Ces deux derniers caractères sont cou-ramment associés aux environnements macrotidaux(Trenhaile, 1980, 1987) et la forme doit sans doute sa perfec-tion ici au pendage vers l’ouest de la série jurassique. Cettephysionomie correspond à celle des plates-formes de classe2, telle que définie par L .A. Robinson (1977a), et s’accom-pagne parfois de matériaux de plage grossiers qui limitentl’action des vagues et réduisent la vitesse d’érosion. Le cas seprésente tel quel entre le cran aux Œufs et Audresselles, ausud du secteur étudié (fig. 1). Au nord du cran aux Œufsapparaît un troisième trait morphologique qui n’avait jamaisretenu 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 deChâtillon et couverte de blocs gréseux. Comme elle est enpartie submergée par les pleines mers de vive eau et puisquele jet de rive atteint le pied de falaise par vent fort, elle faitpartie intégrante de l’estran, et ressortit donc aux processusmarins. Sur la façade nord du cap, en l’absence de cornichegréseuse et de platier argileux, le chaos de blocs et la rampedisparaissent, tandis que la plate-forme, horizontale, s’élargit.

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

Premièrement, la probabilité que les blocs métriquesaccumulés sur la rampe soient déplacés par les vagues estquasiment nulle. La Manche est une mer confinée où lesfortes houles, de secteurs SW, sont rares. Au large du capGris-Nez, la hauteur moyenne de la houle la plus fréquenteest de 0,45 m (Clique et Lepetit, 1986). Or la taille moyen-


Guillaume Pierre

ne des blocs déplacés par des vagues dont la hauteur en eauprofonde est supérieure à 4 m, est évaluée à 0,25 m seule-ment (Lorang, 2000). La côte boulonnaise ne subit donc pasdes conditions hydrodynamiques suffisamment sévères pourdéplacer spectaculairement des blocs de grosse taille,comme cela a été observé dans les Caraïbes (Jones et Hun-ter, 1992), en Australie (Nott, 2003) ou en Irlande (Williamset Hall, 2004). Ainsi les agencements de blocs observés surles photographies de 1944 se retrouvent-ils systématique-ment sur celles de 2003.

Sur la rampe, développée dans les argiles de Châtillon, lesmesures difficilement réalisables manquent. Le taux d’éro-sion doit cependant y être faible : en effet, une érosionsignificative du platier n’aurait pas manqué de modifierl’emplacement des blocs gréseux qui le recouvrent. Maisl’abrasion sur la plate-forme est contrariée par le manque desédiments mobilisables, quelle qu’en soit l’origine. Lesdébris sableux et argileux arrachés à la paroi sont évacuéssans peine entre les blocs par la nappe de retrait, puis entraî-nés en suspension vers le large, ou au nord-est du capGris-Nez par la dérive littorale (Grochowski et al, 1993). Lesdébris plus grossiers, fournis en faible quantité par l’érosiondes bancs calcaires, ne franchissent pas la rampe (photo 3).Pour cette raison, l’ensemble de la plate-forme en avant desfalaises du Gris-Nez est essentiellement rocheux (Augris etal., 1990). Les parois intactes des blocs brisés, tombés sur leplatier, constituent la preuve que les phénomènes de desqua-mation sont moins efficaces sur l’estran qu’au sommet de lafalaise. Les blocs basculés produisent donc peu de débrisutiles à l’abrasion. Leur ombre portée limite en outre la des-siccation des argiles de Châtillon sur lesquelles ils reposent(Robinson, 1977b) et, de fait, la production d’abrasifs.

Au cap Gris-Nez, la formation de la rampe est donc liée àla présence des blocs gréseux, qui ralentissent les phéno-mènes de météorisation sur l’estran, et entraînent donc,indirectement, un déficit de l’action abrasive des vagues. Enconséquence, la jonction entre la falaise et le platier se situeentre 6 et 8 m NGF, ce qui diminue considérablement la fré-quence de l’attaque par les vagues à la base de la falaise.Rappelons qu’une pleine mer de vive-eau exceptionnellen’atteint pas la cote 5 m NGF. L’absence de rampe au pieddes falaises tournées vers la mer du Nord est largement com-pensée par la nature gréseuse de la paroi au nord du capGris-Nez et par la défense artificielle du pied de falaise autrou du Nez, les deux facteurs induisant des taux de recultrès faibles.

Conclusion

En somme, les processus subaériens agissant sur la paroide la falaise étant peu efficaces, et l’abrasion marine sur laplate-forme étant encore moins efficace, toutes les condi-tions d’un recul lent sont réunies. La plate-forme nes’abaissant pas, le recul à long terme de la falaise est com-promis comme le montre J. W. Kamphuis (1987) dans sonétude sur la plate-forme et les falaises de la rive nord du lacErié, taillée dans du till massif. Par conséquent, écrire queles blocs de grès accumulés sur le platier protègent la falai-

se de l’assaut des vagues (Briquet, 1930 ; Clique et Lepetit,1986 ; Battiau-Queney et al., 2003) ne revient à décrirequ’une partie de leur rôle dans l’évolution ralentie du traitde côte. Certes, les blocs dissipent l’énergie des vagues etentravent le jet de rive, mais ils protègent avant tout larampe de la météorisation, et, partant, de l’abrasion marine.Ils entravent donc l’abaissement de la plate-forme, tout enmaintenant de bonnes conditions d’évacuation des débrisfins libérés par le recul lent de la falaise, ce qui en retourmaintient une très faible quantité d’abrasif sur l’estran.

Le littoral du Gris-Nez fournit une illustration convain-cante du modèle d’antériorité de l’érosion verticale, selonlequel l’abaissement du platier immédiatement au pied de lafalaise doit précéder son recul (Kamphuis, 1987 ; Sunamu-ra, 1992). Il présente aussi un cas original d’évolution de laplate-forme littorale qui, tout en restant étroite, diminue l’ef-ficacité des processus marins en pied de falaise, de sorte quesur la durée, le couple associant falaise et plate-forme s’ap-proche d’un état d’équilibre statique, qui se traduit parl’indigence du recul. Ce type d’évolution est un peu diffé-rent de celui décrit par T. Sunamura (1992), selon quil’équilibre statique est conditionné par l’élargissement de laplate-forme qui réduit la force des vagues au pied de la falai-se et en ralentit donc le recul. En outre, comme la résistancedes concrétions gréseuses (in situ ou en pied de falaise)diminue l’efficacité des processus, tant subaériens sur lafalaise que marins sur la rampe, il est justifié d’attribuer lafaiblesse du taux de recul aux paramètres structuraux (Suna-mura, 1994 ; Benumof et Griggs, 1999), qui occultent leseffets potentiels de l’exposition (Benumof et al., 2000).L’influence des avatars de la Seconde Guerre mondiale ne sefait sentir que localement, en accélérant les processus déter-minés par la structure. Au total, sur un site essentiellementvoué à la promenade et à l’agriculture et largement mis sousla protection du Conservatoire du littoral (la quasi-totalité dela zone de cheminement en haut de falaise notamment), lesproblèmes de gestion liés au recul ne sont pas préoccupants,y compris dans le secteur urbanisé du trou du Nez, où unevilla construite au ras de l’escarpement avant 1939 nemanque pas d’attirer l’attention.

RemerciementsLes analyses au MEB ont été effectuées par J.P. Recourt

(Laboratoire Processus et Bilans des Domaines Sédimen-taires, UMR 8110, UST-Lille), et la calcimétrie parN. Cunat-Bogé (Laboratoire Géomorphologie et Gestiondes Milieux Naturels, EA 3339, UST-Lille). L’auteur remer-cie J.-C. Thouret et J. Raffy pour leur lecture critique dumanuscrit original.

Références

Ager D. V., Wallace P. (1966) – The environmental history of theBoulonnais, France. Proceedings of the Geologists’ Association,77, 385–417.

Augris C., Clabaut P., Vicaire O. (1990) – Le domaine marin duNord-Pas-de-Calais. Nature, morphologie et mobilité des fonds.Ifremer, Paris, 96 p.



Battiau-Queney Y., Simao B., Tékin M. (2003) – Les falaises duNord-Boulonnais, du cap Gris-Nez à Audresselles (France).Hommes et Terres du Nord, 1, 12–22.

Benumof B. T., Griggs G. B. (1999) – The dependence of seaclifferosion rates on cliff material properties and physical processes:San Diego County, California. Shore and Beach, 67, 29–41.

Benumof B. T., Storlazzi C. D., Seymour R. J., Griggs G. B.(2000) – The relationship between incident wave energy andseacliff erosion rate: San Diego County, California. Journal ofCoastal Research, 16, 1162–1178.

Bjørkum P. A., Walderhaug O. (1990) – Geometrical arrange-ment of calcite cementation within shallow marine sandstones.Earth Science Reviews, 29, 145–161.

Bonte A., Colbeaux J.-P., Leplat J., Sommé J. (1985) – Cartegéologique de la France à 1/50 000, feuille de Boulogne-sur-mer. BRGM, Orléans.

Briquet A. (1930) – Le littoral du Nord de la France et son évolu-tion morphologique. Armand Colin, Paris, 349 p.

Clique P. M., Lepetit J. P. (1986) – Catalogue sédimentologiquedes côtes françaises : côtes de la mer du Nord et de la Manche.Eyrolles, Paris, 404 p.

Colbeaux J. P., Dupuis C., Robaszynski F., Auffret J. P., Hae-saerts P., Sommé J. (1980) – Le détroit du Pas-de-Calais : un élé-ment dans la tectonique de blocs de l’Europe nord-occidentale. Bul-letin d’Information des Géologues du Bassin de Paris, 17, 41–54.

Costa S., Delahaye D., Freiré-Diaz S., Di-Nocerra L., DavidsonR., Plessis E. (2004) – Quantification of the Normandy and Pi-cardy cliff retreat by photogrammetric analysis. In: MortimoreR.N. and Duperret A. (Eds) Coastal Chalk Cliff Instability. Geo-logical Society, London, Engineering Geology Special Publica-tions, 20, 139–148.

Debrabant P., Adida B., Painset J., Deconinck J. F., Recourt P.(1994) – Comportement géotechnique des Argiles de Châtillon(Kimméridgien/Tithonien du Bas-Boulonnais). Annales de laSociété géologique du Nord, 3, 145–153.

Deconinck J. F., Geyssant J. R., Proust J. N., Vidier J. P. (1996)– Sédimentologie et biostratigraphie des dépôts kimméridgienset tithoniens du Boulonnais. Annales de la Société géologique duNord, 4, 157–170.

El Albani A., Deconinck J. F., Herbin J. P., Proust J. N. (1993)– Caractérisation géochimique de la matière organique et miné-ralogie des argiles du Kimméridgien du Boulonnais. Annales dela Société géologique du Nord, 2, 113–120.

Geyssant J. R., Vidier J. P., Herbin J. P., Proust J. N., Deco-ninck J. F. (1993) – Biostratigraphie et paléoenvironnement descouches de passage Kimméridgien/Tithonien du Boulonnais(Pas-de-Calais) : nouvelles données paléontologiques (ammo-nites), organisation séquentielle et contenu en matière orga-nique. Géologie de la France, 4, 11–24.

Grochowsky N. T. L., Collins M. B., Boxall S. R., Salomon J. C.,Breton M., Lafite R. (1993) – Sediment transport pathways inthe Eastern English Channel. Oceanologica Acta, 16, 531–537.

Hatrival J. N., coord. (1971) – Carte géologique de la France à1/50 000, feuille de Marquise. BRGM, Orléans.

Jones B., Hunter I. G. (1992) – Very large boulders on the coastof Gran Cayman: the effect of giant waves on rocky coastlines.Journal of coastal research, 8, 768–774.

Kamphuis J. W. (1987) – Recession rate of glacial till bluffs.Journal of Waterway, Port, Coastal and Ocean Engineering,113, 60–73.

Lamarche J., Bergerat F., Mansy J. L. (1998) – Déformationscassantes et plicatives dans le Jurassique du Boulonnais (Fran-ce), influence lithostructurale et héritage paléozoïque. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, 326, 57–63.

Lequien Y. (2004) – Audinghen–Cap Gris-Nez : un passé recom-posé. Editions A.M.A., Bazinghen, 316 p.

Lorang M. S. (2000) – Predicting threshold entrainment mass fora boulder beach. Journal of coastal research, 16, 432–445.

Maquaire O. (1990) – Les mouvements de terrain de la côte duCalvados. Documents du BRGM 197, Orléans, 431 p.

May V. J., Heeps C. (1985) – The nature and rates of change onchalk coastlines. Zeitschrift für Geomorphologie, 57, 81-94.

Moore L. J. (2000) – Shoreline mapping techniques. Journal ofCoastal Research, 16, 111-123.

Nott J. (2003) – Waves, coastal boulder deposits and the impor-tance of the pre-transport setting. Earth and Planetary ScienceLetters, 210, 269–276.

Pierre G., Lahousse P. (2003) – Méthodes de quantification durecul des falaises : l’exemple du cap Blanc-Nez (Pas-de-Calais,France). Hommes et Terres du Nord, 1, 32–43.

Pierre G., Lahousse P. (2004) – L’évolution des falaises argilo-crayeuses et limoneuses du nord du Boulonnais (Strouanne, San-gatte, France). Géomorphologie : relief, processus, environne-ment, 3, 211–224.

Robinson L. A. (1977a) – The morphology and development ofthe northeast Yorkshire shore platform. Marine Geology, 23,237–255.

Robinson L. A. (1977b) – Erosive processes on the shore platformof northeast Yorkshire, England. Marine Geology, 23, 339–361.

Sallenger A. H., Krabill W., Brock J., Swift R., Manizade S.,Stockdon H. (2002) – Sea-cliff erosion as a function of beachchanges and extreme wave runup during the 1997-1998 El Niño.Marine Geology, 187, 279–297.

Shih S. M., Komar P.D. (1994) – Sediments, beach morphologyand sea cliff erosion within an Oregon coast littoral cell. Journalof Coastal Research, 10, 144–157.

Stephenson W.J. (2000) – Shore platform: a neglected coastal fea-ture? Progress in Physical Geography, 24, 311–327.

Stephenson W. J., Kirk R. M. (2000a) – Development of shoreplatforms on Kaikoura Peninsula, South Island, New Zealand.Part one: the role of waves. Geomorphology, 32, 21–41.

Stephenson W. J., Kirk R. M. (2000b) – Development of shoreplatforms on Kaikoura Peninsula, South Island, New Zealand.II: the role of subaerial weathering. Geomorphology, 32, 43–56.

Sterckeman T., Douay F., coord. (2002) – Référentiel pédo-géo-chimique du Nord-Pas-de-Calais. INRA-ISA, Lille, 129 p.

Sunamura T. (1982) – A predictive model for wave-induced clifferosion, with application to pacific coast of Japan. Journal ofGeology, 90, 167–178.

Sunamura T. (1983) – Processes of sea cliff and platform erosion.In: Komar P.D. (Ed) Handbook of coastal processes and erosion.C.R.C. Press, Boca Raton, Florida, 223–265.

Sunamura T. (1992) – Geomorphology of rocky coasts. JohnWiley & Sons, 302 p.


Guillaume Pierre

Sunamura T. (1994) – Rock control in coastal geomorphic pro-cesses. Transactions, Japanese Geomorphological Union, 15,253–272.

Trenhaile A. S. (1980) – Shore platforms: a neglected coastal fea-ture. Progress in Physical Geography, 4, 1–23.

Trenhaile A. S. (1987) – The geomorphology of rock coast. Cla-rendon Press, Oxford, 384 p.

Walderhaug O., Bjørkum P. A. (1998) – Calcite cement in shallowmarine sandstones: growth mechanisms and geometry. In Morad S.(Ed) Carbonate cementation in sandstones. Special Publications,International Association of Sedimentologists, 26, 179–192.

Williams D. M., Hall A. M. (2004) – Cliff-top megaclast depositsof Ireland, a record of extreme waves in the North Atlantic –storms or tsunamis? Marine Geology, 206, 101–117.

Wissocq L. (1992) – Impact géomorphologique des tempêtes de1989-1990 sur le littoral du cap Blanc-Nez (Pas-de-Calais).Hommes et Terres du Nord, 3, 132–135.

Wright L. D., Short A. D. (1984) – Morphodynamic variability ofsurf zones and beaches: a synthesis. Marine Geology, 56,93–118.

Article reçu le 23 novembre 2004, accepté le 20 juin 2005

