SCIENCES NATURELLES

Le littoral landais

De la Pointe de Grave au nord au Cap Saint-Martin au sud, la côte sableuse landaise se distingue des autres littoraux français par la présence d’un massif dunaire exceptionnel, long de 230 km et large de 2 à 10 km, dont une majeure partie est boisée. L’embouchure du Bassin d’Arcachon, entre la Dune du Pilat et le Cap-Ferret constitue la principale échancrure dans ce cordon sableux quasi-rectiligne et légèrement incliné de 10° par rapport à l’axe nord-sud.

Fig. n° 1 : la côte landaise.

Une formation récente

Il y a 40 millions d’années, la mer occupe une vaste zone qui va de l’estuaire actuel de la Gironde jusqu’au pied des reliefs pyrénéens et au Pays Basque. Les reliefs régionaux sont constitués par des dorsales est-ouest qui correspondent à la partie supérieure des plis provoqués par une compression pyrénéenne persistante. Le golfe d’Aquitaine est alimenté par des fleuves qui arrivent de l’est et déposent dans la plaine littorale des sédiments sableux et argileux. La partie nord, moins affectée par la tectonique est le lieu d’une sédimentation de calcaires riches en fossiles, sous un climat de type tropical.

Le comblement du Bassin aquitain se poursuit pendant 30 millions d’années avec de nombreuses fluctuations de la position du rivage correspondant à des variations de température et du niveau marin. Pendant les périodes à dominante chaude et humide, des récifs coralliens se sont développés sur la plateforme. Des fleuves ont déposé dans des deltas des conglomérats, sables et vases.

Au cours du Miocène supérieur (11-5,3 Ma) et du Plio-pléistocène (1,65 Ma-10 000 ans B.P.1), le triangle landais a été progressivement comblé, de l’est vers l’ouest, par la progradation de dépôts alluviaux et lacustres recouverts ensuite d’un nappage éolien. On y reconnaît 5 séquences majeures de dépôt :

  • Formation des Sables fauves et des Glaises bigarrées (10 m d’épaisseur environ) : sables plus ou moins fins, ocre et blanchâtres, lignite (type Arjuzanx), argiles bariolées ;
  • Formation d’Arengosse inférieure dite Solférino (0-15 m) : sables et graviers roux, sables organiques brun foncé, lignite, argiles gris bleuté à marbrures rouille ;
  • Formation d’Arengosse supérieure dite Mézos (0-20 m) : sables et graviers blanchâtres kaoliniques, argiles silteuses kaoliniques blanchâtres à taches rouille, lignite, argiles grises et rouille à rares graviers emballés ;
  • Formation d’Onesse (quelques m à 30 m) : sables blanchâtres et graviers, silts et argiles gris sombre micacés, lignites (type Mimizan), argiles silteuses gris-bleuté ;
  • Formation du Sable des Landes s.l. (10-30 m) : sables grossiers blanchâtres fluviatiles (formation de Castets) éolisés au sommet (Sable des Landes s.s.), argiles gris sombres à débris organiques, argiles et sables gris.
Fig. n° 2 : géologie du plateau landais.

Au début de l’Holocène, à partir de 12 000 ans BP environ, la fin des dernières glaciations provoque une remontée du niveau marin C’est la transgression flandrienne, qui atteint son maximum aux environs de 6 500 ans B.P. et ennoie les vallées incisées à l’époque glaciaire. Celles-ci sont peu à peu comblées par des dépôts tout d’abord marins, puis, plus tard, fluvio-lacustres (~ 30 m). On associe à cette dernière phase la formation des marais et les tourbes des étangs recouvertes par les dunes éoliennes protohistoriques.

Un littoral dynamique

Le littoral sableux aquitain tel que nous le connaissons aujourd’hui est composé de plages sableuses, dont les caractéristiques varient du nord au sud, et d’un cordon dunaire littoral non boisé. Vers les terres, le cordon littoral protège un arrière-pays constitué de dunes boisées, de zones relativement basses et de lacs. Vers le large, au-delà de l’avant-côte, le plateau continental est une vaste étendue sous-marine façonnée par les phénomènes eustatiques et les processus marins actuels. L’incision du plateau continental par un canyon (ou Gouf) au droit de Capbreton est remarquable. Entre les deux grands estuaires, la côte apparaît globalement rectiligne sur toute sa longueur. Par ailleurs, ce linéaire est interrompu au niveau du Bassin d’Arcachon puis, plus au sud, au niveau des petites embouchures des « courants » landais.

Au-delà du cordon littoral, les systèmes dunaires, pouvant former de grands massifs, sont présents dans tout l’arrière-pays de la côte aquitaine. Ces systèmes, larges de 0,2 à 10 km sont constitués par plusieurs types de dunes qui se sont formées il y a 4 000 ans, pour les plus anciennes, jusqu’au XIXème siècle pour les plus récentes. Quatre générations de dunes ont été identifiées au sein de la Dune du Pilat, témoignant de l’histoire complète des systèmes dunaires aquitains. A l’échelle régionale, seules les deux dernières générations sont représentées sur une majorité du littoral sableux aquitain.

Fig. n° 3 : les dunes landaises.

Sur la plage et l’avant-côte, d’ouest en est, le profil morphologique transversal typique de la côte aquitaine est composé :

  • de l’avant-côte, qui est située entre le point limite d’action des vagues de tempête sur les fonds et les niveaux de pleines mers moyennes. Elle comprend généralement une ou plusieurs barres littorales. La partie inférieure de l’avant-côte est celle qui est soumise à la dynamique des tempêtes, mais qui n’est pas affectée lors de conditions moyennes. La partie supérieure contient le domaine intertidal ;
  • de la plage stricto sensu (domaine intertidal ou zone de battement des marées), comprise environ entre le pied de la berme et le pied de dune, avec généralement une légère pente orientée vers la terre ;
  • d’un cordon dunaire littoral, bourrelet sableux élevé par le vent à partir du sable de la plage et plus ou moins fixé par une végétation spécifique ;
  • d’un arrière-pays caractérisé par une zone d’arrière-dune non boisée, puis de dunes boisées.
Fig. n° 4 : profil de la côte landaise.

L’avant-côte, la plage et le cordon dunaire sont trois éléments étroitement solidaires en termes de transferts sédimentaires ; ils forment le système côtier aquitain dont la morphologie évolue sous l’action des agents dynamiques météo-marins.

Ces derniers sont notamment responsables de l’érosion, du transport et du dépôt des sédiments présents sur le littoral. Ce sont eux qui vont façonner les morphologies côtières. Ces facteurs de forçage sont le vent, la marée, les vagues et plus globalement les variations du niveau de l’eau à différentes échelles temporelles.

Les vents interviennent à plusieurs titres dans l’évolution du littoral :

  • ils agitent la surface de l’océan et sont à l’origine de la formation des vagues ;
  • à la côte, l’orientation du vent joue un rôle significatif sur le déferlement des vagues et sur les phénomènes de surcote ;
  • ils transportent des quantités parfois importantes de sable sur l’estran à marée basse, au pied de la dune et sur la dune elle-même (transport éolien).

Sur la côte aquitaine, la marée est de type semi-diurne avec une période de 12h25’. Pour des marées de vives-eaux moyennes (coefficients de 95), le marnage moyen à la côte augmente du sud vers le nord, de 3,5 m à l’embouchure de l’Adour (Boucau-Bayonne) jusqu’à 4,4 m à celle de la Gironde (Verdon-sur-Mer) (SHOM, 2017). L’action de la marée sur la morphologie côtière est double :

  • elle modifie le niveau d’action des houles sur l’estran et module ainsi le temps d’action des processus hydrodynamiques sur le profil de plage ;
  • elle engendre d’importants courants alternatifs dans les zones d’embouchure (Gironde, Arcachon, Adour) qui peuvent ainsi constituer une véritable barrière hydraulique bloquant la dérive littorale des sédiments, le terme « d’épi hydraulique » est fréquemment employé pour caractériser ce phénomène.

Les variations de l’altitude du plan d’eau (marnage en association avec les surcotes) influent sur la morphologie et la largeur des plages. Elles contrôlent également le niveau maximum et la durée d’attaque des dunes par la houle.

Une surcote marine se définit comme l’excédent du signal de niveau d’eau par rapport à la marée prédite. Les surcotes sont dues à 3 phénomènes, dont les effets peuvent se cumuler : la diminution de la pression atmosphérique lors du passage d’une tempête (effet du baromètre inverse), l’accumulation d’eau près des côtes poussée par le vent, et le déferlement des vagues lorsque la profondeur diminue à l’approche de la côte qui génère une élévation du plan d’eau (wave setup). Au rivage, le jet de rive correspond aux oscillations du filet d’eau sur la plage lors du déferlement des vagues.

L’arrivée des vagues sur le littoral constitue un apport d’énergie considérable, capable de transporter les sédiments et de faire évoluer rapidement les morphologies. Les vagues sont des oscillations qui affectent la surface de la mer. Elles sont générées par l’énergie du vent et entretenues par la pesanteur. Le fetch est la distance sur laquelle le vent agit sur le plan d’eau. Dans cette zone, les vagues sont d’abord désorganisées et forment le clapot ou mer du vent (période de l’ordre de 2 s à 5 s). La houle stricto sensu (période supérieure à 5 s) correspond aux oscillations suffisamment énergétiques pour se propager en dehors de la zone d’action du vent.

Fig. n° 5 : les vagues.
Géologie

Notes, sources, crédits

Auteurs :
Textes extraits de l’Atlas morphodynamique de la côte sableuse aquitaine publié par l’Observatoire Côte Aquitaine.

Sources principales :
– P. Barrère : La Forêt Landaise, 1994
– J.-P. Tastet : « La dune du Pilat, 4000 ans d’enregistrements climatiques », in L. Gouguet, M.-C. Prat : Livret-guide d’excursion, EUCC France et ONF, 2016
> Et de nombreux travaux scientifiques disponibles ici.

Crédits :
– Figure 1 : Côte Landes Nature Tourisme
– Figure 2 : BRGM
– Figure 3 : P. Barrère (slide 1) / J.-P. Tastet
– Figure 4 et 5 : BRGM

Dernières modifications : avril 2022