La côte picarde – Les Bas-Champs de Cayeux (Somme), une zone façonnée par la dérive littorale

La structure des bas-champs prend sont origine à la fois dans des phénomènes naturels récents (quaternaires) et dans l'aménagement du territoire dès le XVII^e siècle.

Dans la région des Bas-Champs de Vimeu (ou de Cayeux), deux failles permettent d'expliquer un effondrement de la plaine picarde vers le Nord-Ouest, avec un jeu cumulé vertical de l'ordre de quelques dizaines de mètres : la faille de Saint-Valery et la faille de Mers-l'Amboise, qui présentent une direction structurale Nord-Est / Sud-Ouest. Elles auraient joué au Crétacé supérieur et au Tertiaire pour être réactivées au Quaternaire.

Les sondages menés dans les années 1970 ont montré que l'altitude du toit de la craie décroit depuis la falaise morte (quelques mètres au-dessous du niveau de la mer) vers le large (−25 m d'altitude aux alentours de la ville de Cayeux-sur-Mer). Il aurait probablement existé, lors de la dernière période glaciaire, une ancienne plateforme d'érosion, sensiblement similaire à celle actuellement visible au pied des falaises d'Ault à marée basse (voir l'article précédent Les falaises d'Ault (Somme), une illustration des risques associés à l'érosion), à cette différence près qu'elle aurait été parsemée d'écoulements fluviatiles.

La stratigraphie des bas-champs a été étudiée grâce à quelques forages réalisés dans les années 1970. L'un deux, creusé à proximité de Cayeux-sur-Mer et particulièrement documenté, montre que le toit de la craie santonienne (86 à 83 Ma) est surmontée de silts parsemés de niveaux tourbeux d'eau douce. Le plus ancien niveau de tourbe, identifié à 10 mètres d'altitude (ce qui correspond à 14 mètres de profondeur) est daté à 7500 a BP ; juste au-dessus de ce niveau de tourbe, des fossiles de gastéropodes d'eau douce (Bythinia sp.) ont été retrouvés. Les niveaux silteux supérieurs contiennent des fossiles de Scrobicularia plana, mollusque bivalve lamellibranche caractéristique du domaine marin. Enfin, des sables caractéristiques de la zone intertidale, plus récents que 5500 a BP, recouvrent les silts. La succession des dépôts ainsi que les indices paléontologiques retrouvés dans ce sondage permettent d'envisager une transition progressive d'un milieu fluviatile vers une zone d'estuaire. La zone des Bas-Champs de Cayeux aurait alors été témoin de la remontée graduelle du niveau marin au cours de l'Holocène.

Source - © 2022 Modifié d'après N. Beun et P. Broquet, 1980 [8] Figure 5. Schéma structural de la zone des bas-champs picards

Source - © 2022 Nelson Pain, d’après la carte géologique de Saint-Valery-sur-Somme / Eu à 1/50 000 et les données de N. Beun et P. Broquet, 1980 [8] Figure 6. Stratigraphie simplifiée du sondage 2.50 des bas-champs picards Trois phases semblent se succéder pour expliquer la successions des dépôts rencontrés dans le sondage 2.50 des bas-champs. 1/ Au Pléistocène (2,58 Ma - 12 000 a BP), un cordon de galets (My sur la carte géologique, repéré ici en violet) s'édifie au pied de la falaise (qui actuellement est morte, mais était vive au moment de la formation du cordon). 2/ À l'Holocène (12 000 a BP - actuel), plus précisément entre 7 500 a BP et 5 500 a BP, une transgression marine explique le passage des dépôts silteux d'affiliation fluviatile (présence de fossiles de gastéropodes du genre Bythinia, inféodés aux milieux d'eau douce) aux dépôts silteux d'origine marine (fossiles du genre Scrobicularia, typique de la zone haute de l'estran). 3/ Entre 5 500 a BP et 2 500 a BP, se déposent des sables marins, qui viennent progressivement combler la zone (le niveau marin absolu reste globalement stable). Après 2 500 a BP, on trouve des traces de sédiments typiques de marais côtiers. Les dunes de sable (Dz1), qui culminent à une quinzaine de mètres d’altitude et qui sont repérées en jaune sur la carte, correspondent aux dépôts de sables marins provenant de l’estran. Les sables sont arrachés de la zone intertidale à marée basse par le vent (phénomène de déflation) et déposés en arrière du cordon de galets. La notice de la carte géologique donne une estimation de 50 000 m3 de sable accumulés par an.

Source - © 2022 Nelson Pain d’après la coupe de la carte géologique de Saint-Valery-sur-Somme / Eu à 1/50 000 et le rapport du jury de CAPES externe de SVT session 2009 Figure 7. Coupe géologique à travers les bas-champs picards (échelle verticale exagérée) et position du rivage au cours du temps La coupe passe par le sondage 2.50, étudié dans la Figure 6, et le phare de Cayeux (repéré sur la Figure 6). Les alluvions pléistocènes (F) correspondent à des dépôts fluviatiles (à l'aspect chenalisé) qui indiquent que la Manche était émergée à cette époque. La migration des anciens cordons littoraux vers le substratum crayeux entre 7 500 a BP et 5 500 a BP témoigne d'une transgression marine (et d'une rétrogradation sédimentaire, c’est-à-dire une avancée des dépôts sédimentaires vers le large – pour un rappel sur la stratigraphie séquentielle, se référer, par exemple, à la conférence Stratigraphie séquentielle haute résolution - Quantification de l’empiétement continental et des variations eustatiques très long terme (0-250 Ma)). Enfin, à partir de 2 500 a BP, les dépôts sédimentaires progradent vers le large, tandis que le niveau marin ne varie pas sensiblement : ceci traduit le comblement progressif de la zone des bas-champs en lien avec un flux sédimentaire supérieur à l'espace d'accommodation.

C'est à partir de 2 500 a BP qu'un cordon de galets de silex s'édifie à partir d'Ault-Onival sur l'estran sableux. Les causes de la localisation de ce point d'attache ne sont pas clairement élucidées, même si des facteurs tectoniques, géomorphologiques et des conditions hydrodynamiques particulières (comme la position du fleuve Somme) auraient pu jouer. Les galets proviennent de l'érosion des falaises vives, et transitent statistiquement vers le Nord en raison de la dérive littorale (voir section suivante).

Dès le XVII^e siècle, on tente de soustraire des terres à l'influence marine à l'aide de digues, appelées renclôtures. La plus ancienne clairement identifiée date de 1625 et se trouve au Nord de la zone des bas-champs ; les suivantes s'échelonnent entre le XVII^e et le XVIII^e siècle. À partir de la deuxième moitié du XVIII^e siècle, sont organisés des travaux de grande ampleur qui visent à colmater le chenal qui permettait la connexion du Hâble d'Ault, zone située au Sud des bas-champs, avec la mer. Les eaux de surface ont naturellement tendance à circuler de la zone Nord-Est des bas-champs, vers le secteur Sud-Est (le Hâble d'Ault était l'exutoire de ces eaux, guidées par des canaux créés par les propriétaires fonciers des terrains du secteur) ; la création des canaux de Cayeux et de Brutelles-Lanchères permit de drainer l'eau (qui est dirigée désormais vers la baie de Somme) et d'assécher la terre.

Cette poldérisation (endiguement et assèchement de marais littoraux), qui s'acheva au XIX^e siècle, rendit possible l'agriculture dans les bas-champs, dont le nom renvoie à la fois à la topographie (zone de faible altitude gagnée sur la mer, de manière analogue aux Pays-Bas) et la culture, majoritairement des plantes fourragères.

Ainsi, la zone des bas-champs picards est un milieu qui a été façonné par la conjonction de facteurs naturels et anthropiques.

Source - © 2022 Nelson Pain d'après la carte géologique de Saint-Valery-sur-Somme à 1/50 000

Figure 8. Extrait de la carte géologique à 1/50 000 de Saint-Valery-sur-Somme et localisation des aménagements principaux

Localisation de quelques renclôtures (digues) du XVII^e et du XVIII^e siècle dans la zone Nord des bas-champs, des canaux de Cayeux et Brutelles-Lanchères et repérage du secteur du Hâble d'Ault

Les digues, en bas à droite de la carte (rouge), sont associées aux travaux du Grand Barrement, qui permirent de soustraire définitivement de l'influence de la mer la zone des bas-champs, et plus particulièrement le secteur du Hâble d'Ault.

Les galets de silex proviennent de l'érosion des falaise normandes et picardes et édifient un cordon, qui forme une flèche littorale s'étendant sur une quinzaine de kilomètres depuis le point nodal d'Ault-Onival jusqu' à l'entrée de la Baie de Somme (direction globale N15 à N25). Le trait de côte associé à ce cordon littoral formé par les galets de silex, qui reposent sur des sables marins, présente une variabilité spatiale. De manière qualitative, des cartes et photographies aériennes anciennes, comparées à des photographies aériennes actuelles, attestent du déplacement du cordon au cours du temps. Depuis le XIX^e siècle, un engraissement remarquable du cordon s'est produit vers le large au niveau de Cayeux-sur-Mer et au Nord de cette ville, tandis que le secteur situé entre Ault et Cayeux-sur-Mer ne semble pas avoir migré latéralement de manière notable, voire a eu tendance à être érodé. Enfin, le poulier (partie terminale de la flèche littorale en forme de crosse) semble avoir progressé d'une centaine de mètres depuis deux siècles vers le Nord-Est.

Source - © 2023 Nelson Pain d'après Géoportail Figure 9. Extrait de la carte d'État-major de 1820-1866 de la zone au Sud de la Baie de Somme Le trait de côte 1820-1866 est repéré par la ligne jaune. Le trait de côte désigne le pied du cordon de galets, qui repose sur des sables.

Source - © 2023 Nelson Pain d'après Géoportail Figure 10. Carte des photographies aériennes de 1950-1965 de la zone au Sud de la Baie de Somme Le trait de côte 1820-1866 est repéré par la ligne jaune, le trait de côte de 1950-1965 est repéré en bleu. Le trait de côte désigne le pied du cordon de galets, qui repose sur des sables. Entre 1820-1866 et 1950-1965, on remarque une accumulation latérale de galets visible au Nord de la ville de Cayeux-sur-Mer. Également, le poulier (extrémité Nord de la flèche) a migré vers le Nord-Est.

Source - © 2023 Nelson Pain d'après Géoportail Figure 11. Carte des photographies aériennes de 2021 de la zone au Sud de la Baie de Somme Le trait de côte 1820-1866 est repéré par la ligne jaune, le trait de côte de 1950-1965 est repéré en bleu, et le trait de côte de 2021 en rouge. Le trait de côte désigne le pied du cordon de galets, qui repose sur des sables. Entre 1950-1965 et 2021, le cordon a globalement migré latéralement entre le Nord de la ville de Cayeux-sur-Mer et la partie terminale. À cette échelle, le poulier (extrémité Nord de la flèche) ne semble pas s'être sensiblement déplacé entre ces deux périodes.

Source - © 2023 Nelson Pain d'après Géoportail Figure 12. Carte des photographies aériennes de 1950-1965 du secteur de la Pointe du Hourdel Le trait de côte de 1950-1965 est repéré en bleu. Le trait de côte désigne le pied du cordon de galets, qui repose sur des sables.

Source - © 2023 Nelson Pain d'après Géoportail Figure 13. Carte des photographies aériennes de 2021 du secteur de la Pointe du Hourdel Le trait de côte de 1950-1965 est repéré en bleu, le trait de côte de 2021 en rouge. Le trait de côte désigne le pied du cordon de galets, qui repose sur des sables. Entre 1950-1965 et 2021, on remarque un déplacement latéral (vers le large) du cordon de galets d'environ 200 mètres au Sud de la flèche littorale. Le poulier, partie terminale de la flèche littorale, a migré d'une centaine de mètres vers le Nord-Est, ce qui n'était pas visible sur la Figure 11. Ceci correspond à une vitesse de migration d'un peu moins de deux mètres par an, ce qui est cohérent avec l'ordre de grandeur de la vitesse moyenne estimée à cet endroit entre 1939 et 1986 (2,70 mètres par an (P. Picouet, 1998 [14]).

Source - © 2011 J. Bastide [4], fond photographique aérien Ortholittorale

Figure 14. Évolution de la position du cordon de galets entre 1939 et 2010 entre le lieu-dit La Mollière et la Pointe du Hourdel

Cette carte, qui présente la position du dernier “crochon” (extrémité du cordon de galet) à différentes périodes, a été réalisée grâce à l'analyse de photographies aériennes anciennes et des levés topographiques. Des crochons successifs se sont déposés de plus en plus au Nord au cours du temps.

Ainsi, trois grandes zones peuvent être décrites le long du cordon de galet : une zone d'érosion depuis Ault jusqu'à Cayeux-sur-Mer (recul de l'ordre de moins d'un mètre par an), une zone d'apparente stabilité en terme de dynamique sédimentaire au niveau de la ville de Cayeux-sur-Mer (fulcrum, qui désigne le point de pivotement de la flèche littorale en terme de bilan sédimentaire), et, enfin, un secteur de forte accumulation depuis le Nord de Cayeux-sur-Mer jusqu'à la Pointe du Hourdel, où se trouve le poulier.

La vitesse moyenne de déplacement des galets le long de la flèche littorale, estimée à la fois par le suivi de certains galets grâce à des traceurs (¹⁸²Ti) et des bilans volumétriques, est comprise entre 2 et 5 mètres par an au Nord de Cayeux-sur-Mer ; elle est beaucoup plus réduite au Sud de la ville, en raison notamment des aménagements anthropiques réalisés dans cette zone à partir des années 1990.

Source - © 2023 Nelson Pain d'après Géoportail

Figure 15. Bilan sédimentaire de la flèche littorale qui délimite les bas-champs

Du Sud vers le Nord, se succèdent zones d’érosion, de stabilité et d’accrétion.

Les galets se déplacent le long de la flèche littorale grâce à la conjonction de trois phénomènes.

Le premier phénomène est la houle, mouvement ondulatoire de la mer provoqué par le frottement du vent sur la surface. La houle est influencée par la force et la durée d'action du vent, et par le fetch, qui désigne la distance en mer sur laquelle un vent souffle sans rencontrer d’obstacle. Les vents dominants sont orientés Sud-Ouest / Nord-Est dans la Manche, entre le Pas-de-Calais et la Baie de Seine (IFREMER, 2012, Caractéristiques et état écologique - Manche et mer du Nord). La direction des vents conditionne la direction de la houle : celle-ci progresse en surface avec un angle de 45° vers la droite (dans l’hémisphère Nord) par rapport au sens du vent, selon le transport d’Ekman (pour comprendre ce concept, se référer, par exemple, à la conférence Mouvements des enveloppes fluides. Le long de la côte picarde, les vagues arrivent avec une direction du Sud-Ouest vers le Nord-Est, et les sédiments sont donc charriés selon une direction Ouest / Est (en répondant aux domaines définis par le diagramme de Hjulström (voir, par exemple, l'article Les galets mous de la molasse miocène de Saint-Fons (Rhône), comparaison avec leurs équivalents actuels dans les slikkes pour plus de détails). Ainsi, les vagues, qui viennent déferler le long des côtes et qui entrainent des sédiments, permettent la progression de ceux-ci avec un certain angle par rapport à la côte, grâce au jet de rive. La nappe de retrait de la vague, déterminée par la ligne de plus grande pente, entraine les sédiments perpendiculairement au trait de côte. Le transport global des sédiments est donc orienté vers le Nord-Ouest le long de la côte. Le transport des sédiments résultant du jet de rive et de la nappe de retrait est appelé en anglais le beach-drift, et permet d'expliquer la migration des galets le long de la flèche littorale des bas-champs (voir Figure 17, et l'article Géologie et aménagement du territoire, un exemple d'échec : l'aménagement de l'estuaire de la Slack (Pas de Calais) pour une situation analogue un peu plus au Nord de la Baie de Somme). La dérive littorale au sens strict (longshore drift en anglais) traduit le courant marin qui circule parallèlement au trait de côte. En français, la dérive littorale au sens large englobe à la fois le transport global des sédiments sur la plage (beach-drift) et le courant marin situé au large, parallèle à la côte (longshore drift).

Source - © 2021 Ducthoceanographer – CC BY-SA 4.0 Figure 16. Illustration du transport d’Ekman Un vent soufflant dans une certaine direction (τx, représentée en rouge) entraine par friction un mouvement de la couche d’eau superficielle à 45° vers la droite, dans l’hémisphère Nord. Ainsi, par exemple, un vent soufflant, dans l’hémisphère Nord, vers le Nord occasionne un déplacement de la couche superficielle de la mer vers le Nord-Est.

Source - © 2009 Pierre Thomas Figure 17. Illustration de la dérive littorale (beach-drift) Les vents dominants soufflent vers le Nord-Est et entrainent la surface de la mer par friction. L’eau superficielle est entrainée avec un angle de 45° vers la droite par rapport au sens du vent (transport d’Ekman), c’est-à-dire, ici, vers l’Est. À l’approche de la côte, la tranche d’eau diminue et les fronts d’onde de foule changent de direction par le phénomène de réfraction. Les fronts d’onde se parallélisent légèrement au trait de côte (pour plus d’informations, consulter Les plages de l'ile de Groix (Morbihan) : plage convexe, sables à grenats, dynamique sédimentaire et climatique, processus d'altération / érosion côtière). Néanmoins, ces fronts d’onde de houle arrivent avec une certaine obliquité sur la côte des bas-champs. Ainsi le jet de rive propulse ici les sédiments vers l’Est, et la nappe de retrait emporte les sédiments selon la ligne de plus grande pente, ici vers le Nord-Ouest. La combinaison du jet de rive et de la nappe de retrait, le beach-drift, aboutit à emporter les galets et les sables globalement vers le Nord-Est. Un autre exemple beach-drift est à retrouver dans Géologie et aménagement du territoire, un exemple d'échec : l'aménagement de l'estuaire de la Slack (Pas de Calais).

Le deuxième facteur influençant la migration des galets est la marée. La côte picarde est un environnement macrotidal, c'est-à-dire que le marnage (différence de niveau entre une pleine mer et une basse mer consécutives) est de l'ordre d'une dizaine de mètres (pour un rappel sur les phénomènes de marée et le vocabulaire associé, on pourra, par exemple, se référer à l'article Le Mont-Saint-Michel et sa baie, au rythme des marées). Lors de la marée basse, la mer n'atteint pas le cordon, et donc ne permet pas le déplacement des galets. C'est uniquement à marée haute qu'ils sont transportés par la houle (et cela provoque le roulis, bruit caractéristique associé au déplacement des galets).

Enfin, le troisième et dernier facteur est d'ordre météorologique : ce sont les tempêtes. Les forts vents, qui entrainent une houle intense, combinés à une diminution de pression atmosphérique qui provoque une élévation de la surface de la mer (environ 1 cm par hectopascal en moins), sont susceptibles d'augmenter le transferts sédimentaire vers le Nord, notamment des galets (jusqu'à 14 m/jour, à comparer aux 2 à 5 mètres par jour en moyenne).

L'article précédent (Les falaises d'Ault (Somme), une illustration des risques associés à l'érosion) précisait l'origine des galets de silex qui forment la flèche littorale délimitant la zone des bas-champs : il s'agit des nodules rencontrés au sein des falaises vives. Ces rognons de silex libérés au pied des falaises lors d'un épisode d'éboulement de celles-ci sont transportés statistiquement vers le Nord par les courants marins. Les rognons enchâssés dans la craie, initialement sub-anguleux, s'arrondissent progressivement au gré des chocs liés au transport. Comme les cellules hydro-sédimentaires sont relativement peu “poreuses” le long du littoral, les galets qui se retrouvent au pied des falaises vives picardes (depuis le Nord de la ville du Tréport, en Seine-Maritime, jusqu'à Ault) sont ceux qui sont destinés à arriver sur la flèche qui cerne les bas-champs, et à migrer le long de la digue, pour atteindre un jour le poulier. Il est intéressant de noter que la ville de Cayeux-sur-Mer tire son nom de Cayeu (Nègre, 1991, Toponymie générale de la France, tome 1, p.252 ), qui signifie “caillou”, très probablement en référence aux galets qui forment la digue qui protège la ville.

L'exploitation des galets de silex existe depuis le milieu du XIX^e siècle sur le cordon littoral des bas-champs. Ils sont prélevés à la main à la fois sur la côte (55 tonnes par an – site internet de Cayeux-sur-Mer), où les pelles mécaniques ont remplacé les hottes et les mulets pour le transport, mais également sur d'anciens cordons au niveau du Hourdel (250 tonnes par an). Actuellement, quatre entreprises exploitent les galets de silex, et emploient directement une petite centaine de personnes. Les exploitants ont le devoir de participer au rechargement périodique de la flèche littorale, notamment dans la zone comprise entre Ault et Cayeux. Ce rechargement s'oppose à une exploitation du galet sur le long terme : en effet, la taille des galets diminue le long de la flèche littorale. Les galets prélevés, soit en arrière de la digue, soit directement sur le cordon au niveau du poulier, et qui sont déversés entre Ault et Cayeux-sur-Mer, ont pour destin une diminution inexorable de taille, en lien avec les chocs qu’ils subissent.

Les galets de silex sont très purs (plus de 98 % de silice), relativement durs (7 à 8 sur l'échelle de Mohs), et présentent une inertie chimique vis-à-vis des acides et des bases, ce qui leur permet d'être utilisés pour des applications variées. Historiquement, ils étaient exportés à l'étranger à destination de potiers britanniques, qui utilisaient la poudre issue de la calcination des galets pour améliorer la blancheur et la solidité de certaines céramiques. La calcination, réalisée aux alentours de 1600°C, permet la formation de cristobalite, un polymorphe de haute température du quartz (Figure 34). D'autres usages sont apparus au cours du XX^e siècle : la « farine » de cristobalite peut être utilisée dans certaines peintures routières et dans des revêtements de chaussée. D'autre galets sont portés à 900°C et sont employés comme granulats dans le béton et dans des enrobés clairs. Enfin, des galets non calcinés peuvent servir de charge de broyage.

Source - © 2023 D’après Google Earth

Figure 29. Vue aérienne de la carrière de galets du Hourdel

La carrière est édifiée sur d'anciens cordons littoraux liés à la progradation du poulier.

Source - © 2022 Nelson Pain Figure 30. Rognons de silex enchâssés dans la craie du Crétacé supérieur, au pied de la falaise vive d'Ault Les rognons de silex ont une forme sub-anguleuse lorsqu'ils sont incrustés dans la falaise.

Source - © 2022 Nelson Pain Figure 31. Galets de silex sur la plage d'Ault, au pied des falaises vives Les galets ont une taille décimétrique, et sont sub-arrondis. La “carte“ SGF, avec deux règles graduées de 7 cm, donne l'échelle.

Source - © 2022 Nelson Pain Figure 32. Galets de silex sur la flèche littorale des bas-champs, au niveau de l'Amer Sud (Cayeux-sur-Mer) Les galets sont un peu plus petits et un peu plus arrondis que ceux trouvés sur la plage d'Ault, à quelques kilomètres au Sud. La “carte“ SGF, avec deux règles graduées de 7 cm, donne l'échelle.

Source - © 2022 Nelson Pain Figure 33. Galets de silex au niveau de l'extrémité de la flèche littorale des bas-champs (poulier), à la Pointe du Hourdel Les galets ont une taille centimétrique et sont très arrondis. On constate que les galets sont de plus en plus émoussés et de plus en plus petits au cours de leur trajet vers le Nord. La “carte“ SGF, avec deux règles graduées de 7 cm, donne l'échelle.

Source - © 2023 Nelson Pain, d'après AlexStrekeisen

Figure 34. Diagramme pression - température représentant le champ de stabilité des différents polymorphes de la silice (SiO₂)

Les galets de silex sont calcinés à environ 1600°C, et deviennent de la cristobalite, polymorphe de haute température du quartz. La cristobalite présente un système cristallin cubique tandis que celui du quartz α est trigonal.

La coésite, polymorphe de haute pression du quartz, a déjà été présentée, par exemple, dans La coésite du Kaghan (Himalaya).

Les galets de silex ont aussi été utilisés en tant que matériau de construction. L'église Saint-Pierre d'Ault, par exemple, datée du XIII^e siècle, a été construite en damier de pierres blanches et de galets de silex. C'est également le cas de l'église Saint-Martin de Saint-Valery-sur-Somme, et d'autres bâtiments plus modestes de la picardie martime.

Source - © 2022 Nelson Pain Figure 35. L'église Saint-Pierre d'Ault Ce type de construction, des damiers de pierre blanche (calcaire) et de galets de silex, est typique de la picardie maritime.
Source - © 2022 Nelson Pain Figure 36. Vue rapprochée de l'église Saint-Pierre d'Ault	Source - © 2022 Nelson Pain Figure 37. Détail de l'église Saint-Pierre d'Ault