Soutenance mémoire
Les premiers travaux de Liu et Fearn dans les années 90
C’est aux Etats-Unis, et plus principalement dans une étude faite dans une lagune côtière en Alabama, que les premières reconstructions de cyclones tropicaux anciens provenant du Golfe du Mexique ont été publiées par Liu and Fearn (1993), et très largement reprises par la suite. La méthode sédimentologique a ensuite été réutilisée et synthétisée dans une étude faite en Floride (Liu and Fearn, 2000a). A partir du début des années 2000, elle devient fortement reconnue scientifiquement, et est ensuite très largement diffusée dans le monde entier. Comme présentée par la Figure 6, la méthode s’axe sur l’analyse de dépôts de sédiments marins côtiers transportés par des évènements extrêmes et déposés dans un marais, une lagune ou un lac côtier. Ces dépôts sont ensuite identifiés par la granulométrie et la matière organique dans les carottes sédimentaires extraites. Dans cette Figure 6, l’intensité des évènements (datées BP) frappant le marais est caractérisée par la taille des flèches. Cette intensité est précisée sur l’échelle de Saffir-Simpson par les numéros entourés. Les lignes pleines et pointillées donnent l’extension des cônes de tempête, dits « washovers », dans le marais. Les points noirs représentent les différentes carottes extraites. Ils développent donc la notion de cône de tempête dite de « washover fans » ou plus récemment de « washover deposits ». Cette notion est parfois résumée plus simplement en « washover » ou « overwash ». Cependant, la signification réelle d’ « overwash » est le processus de transport de sédiments marins dans ces espaces situés en arrière du cordon dunaire ou de la digue, et non du dépôt induit en arrière comme le signifie « washover» (C. Donnelly et al., 2004). Ce processus est identifié grâce à plusieurs transects de carottages effectués en arrière du cordon dunaire. Les auteurs analysent ensuite la spatialisation de ces cônes de tempêtes en exposant la théorie que le nombre et l’épaisseur des couches marines varient en fonction de la distance au cordon dunaire protecteur. Un gradient croissant du nombre et de l’épaisseur des dépôts en fonction de la proximité au cordon dunaire est observé. Ils relèvent également le danger de carotter trop près de ce dernier, qui ferait office de protection en n’offrant aucun dépôt marin visible dans la carotte sédimentaire (Sabatier, 2009). Liu and Fearn (2000a, 1993) évoquent un rapport entre l’intensité de l’évènement extrême passé et sa signature sédimentologique. Ils proposent une relation directe entre structure du dépôt et intensité de l’aléa (Figure 6). Ce rapport est toujours discuté aujourd’hui, bien que cette méthode soit totalement adoptée par la communauté scientifique. À l’heure actuelle, la relation entre l’épaisseur et l’étendue spatiale du dépôt marin avec l’intensité d’un cyclone est toujours débattue (Chaumillon et al., 2017). On estime que la taille et l’étendue de ces dépôts semblent également dépendre autant de paramètres météo-marins liés à l’aléa que des caractéristiques géomorphologiques de l’espace carotté (Morton, 2002; Otvos, 2002; Sallenger, 2000). Cette remise en cause est d’autant plus effective dans les espaces macrotidaux, où l’intensité seule de l’évènement météorologique ne suffit pas à impacter l’espace côtier sans des conditions marégraphiques importantes. Cependant, à conditions équivalentes et en estimant que l’espace étudié n’a que peu évolué dans le passé, des liens ont tout de même été établis entre l’intensité des évènements et l’importance du dépôt dans les littoraux microtidaux (e.g. Dezileau et al., 2011; Donnelly et al., 2001; J. P. Donnelly et al., 2004; Nott, 2004; Woodruff et al., 2008)
L’intérêt de lier paléoévènements et mécanismes influenceurs
La météorologie française s’est développée à partir de la moitié du XIXe siècle, et les premiers modèles météorologiques sont déployés vers la moitié du XXe siècle avec l’arrivée des premiers ordinateurs. Les marégraphes sont eux aussi des instruments récents datant de la moitié du XIXe siècle. Les modèles océano-climatiques permettent de tirer des conclusions uniquement sur le court terme. L’intérêt majeur de la paléotempestologie est de pouvoir offrir une vision générale des grandes phases de forte activité5 des aléas météo-marins à des échelles de temps long (Kaniewski et al., 2016; Noren et al., 2002; Orme et al., 2015; Osleger et al., 2009; Poirier et al., 2017; Sorrel et al., 2009). Une fois cette variation évaluée, la paléotempestologie permet une comparaison avec l’évolution des mécanismes océano-climatiques tels que l’ONA. L’ONA est connue comme étant une des influences principales pour la formation de CET européens et américains (Clarke and Rendell, 2006; Lozano et al., 2004; Orme et al., 2016; Pinto et al., 2009). L’analyse de ce mécanisme demande un recul temporel important que les études paléoenvironnementales peuvent offrir. Par ailleurs, plusieurs épisodes de fluctuation climatique holocène ont été établis selon la variation des températures (Figure 1). L’Optimum Climatique Médiéval (OCM), le Petit Âge Glaciaire (PAG) et le réchauffement climatique actuel en sont des exemples. L’observation des changements d’activité des aléas côtiers selon ces phases holocènes permet d’accroître notre connaissance sur leurs influences océano-climatiques. Grâce aux modélisations climatiques, ces mécanismes influenceurs peuvent être extrapolés dans le futur selon les scénarios de changements globaux estimés. En arrivant à comprendre l’impact de ces mécanismes dans le passé, nous pourrons probablement estimer certaines tendances pour les années à venir dans le contexte du changement climatique.
Formation, trajectoires et influences dépressionnaires
Dans la zone d’étude située à moyenne latitude, nous faisons principalement face aux cyclones extratropicaux (CET). Ce sont des systèmes de diamètre variant entre plusieurs centaines et milliers de kilomètres, avec une durée de vie d’environ une semaine au maximum. Très rarement, quelques ensembles tropicaux plus intenses peuvent aussi remonter jusqu’à la côte atlantique française, dans la majeure partie des cas lorsqu’ils sont en fin de vie. Leur trajectoire remonte du bassin ouest atlantique arrivent dans la zone d’étude par le sud-ouest en perte d’intensité. Malgré le cas récent d’Ophélia en 2017, ces évènements restent extrêmement peu fréquents dans le bassin est-atlantique Nous ne caractérisons donc que le cas typique observé : le système extratropical. Les systèmes extratropicaux sont responsables d’évènements intenses de pluies et de vent, et peuvent induire une submersion marine en cas de forte marée. Caractérisés de « cyclones de latitudes moyennes », on y associe cependant plus généralement le terme de « tempête extratropicale », ou plus simplement de « tempête ». Cette terminologie courante s’explique par la puissance de ces évènements, qui est moindre comparée aux cyclones tropicaux. Les évènements européens se forment majoritairement durant l’hiver (Schoenenwald, 2013). La formation des CET nécessite la présence de zones atmosphériques associées à une forte différence de température : les fronts froids et chauds. Le courant-jet, un vent intense en altitude, alimente ces dépressions creusées. Cette situation se retrouve donc au moment où la différence de température entre l’équateur et les pôles est la plus importante, c’est-à-dire globalement d’octobre à mars (Deroche, 2014). Les trajectoires de ces évènements durent en moyenne 4,5 jours. Elles proviennent essentiellement de l’ouest, avec une légère distinction entre le nord et sud de l’Europe. Près de l’Irlande et au nord-ouest de la France, la trajectoire principale est approximativement du sudouest vers le nord-est. Elle reste cependant plus à une latitude constante vers l’est sur la Péninsule Ibérique et le Golfe de Gascogne, jusqu’à l’arrivée sur le continent où la direction peut ensuite varier (Lozano et al., 2004). En France, les travaux de Tonnerre (2001) exposent plusieurs trajectoires tempétueuses dominantes avec plus de précisions. Un premier couloir passe au nord de la Manche et traversant la Grande-Bretagne, un second passe par la Bretagne et remonte ensuite au nord de la France. Enfin, un dernier concerne les tempêtes formées plus au sud, au large de l’Espagne, qui remontent ensuite vers le centre de la côte atlantique Française. Selon les travaux de Devreton et al. (1997), la France métropolitaine est majoritairement influencée par deux grandes catégories de tempêtes en excluant les cas méditerranéens. La première concerne les tempêtes générées par une dépression située sur les îles britanniques. Elles traversent ensuite la France selon des axes allant du nord-ouest vers le sud-est (NO-SE) ou du nord-ouest vers l’est (NO-E). La seconde représente les tempêtes générées par une dépression située dans le Golfe de Gascogne. Elles traversent ensuite la France selon des axes majoritairement du sud-ouest vers le nord-est (SO-NE). Si la détermination de potentiels couloirs tempétueux précis est très complexe à commenter, nous pouvons retenir principalement les trajectoires 2 et 3 des travaux de Mme Tonnerre pour la zone d’étude. Ces cas correspondent globalement aux deux influences dépressionnaires proposées par M. Devreton.
– Le premier cas correspondrait à une dépression située sur le Golfe de Gascogne, se transformant en CET en arrivant par les Pays de la Loire, puis remontant jusqu’au nord-est de la France en allant vers le Benelux et/ou l’Allemagne.
– Le second cas de CET serait initié par une dépression sur les îles britanniques, arrivant sur le pays par la Bretagne et parcourant le nord du pays dans une direction ouest-est, ou vers le sud-est selon les influences météorologiques dominantes.
Le prélèvement de sédiments par carottage sédimentaire
Pour pouvoir analyser la stratigraphie des zones de dépôts côtiers, nous avons utilisé la méthode du carottage sédimentaire. Elle permet d’étudier l’évolution verticale des faciès sédimentaires. Plusieurs méthodes de carottage ont été employées selon le type d’environnement. Le carottier à percussion motorisé « vibracore » (e.g. DeVries-Zimmerman et al., 2014; Francus et al., 2008; McGlue et al., 2015; Thompson and Baedke, 1995; Vance et al., 1992; Yuan et al., 2013), et le carottier manuel à piston de type « Beeker » (e.g. Anderson et al., 1997; Fisher et al., 1992; Giuliani et al., 2015; Glew and Smol, 2016; Kanbar et al., 2017) ont déjà été utilisés dans des études paléoenvironnementales. Nous les avons donc sélectionnés pour réaliser nos prélèvements. Au niveau des marais anciens de l’Île d’Yeu, nous avons utilisé le carottier à percussion motorisé car les sédiments sont colmatés et peu humides. Dans les lagunes récentes des TDC et de la PMG, nous avons combiné les deux méthodes de carottage pour étudier la reconstitution à différentes échelles temporelles. Ces deux méthodes nous permettent de prélever les sédiments de deux types d’environnements : le schorre et la slikke. Le schorre est carotté au vibracore car les sédiments sont plus colmatés que dans la slikke, qui est carottée au Beeker. Pour obtenir des traces d’EE anciens dans les environnements de dépôts récents, nous devons prendre en compte l’évolution des lagunes au fil des siècles. Un carottage trop près du cordon dunaire peut induire un enregistrement moins important de dépôts marins. Lors du processus d’ « overwash », le cordon protège généralement l’espace situé quelques mètres en arrière selon Liu and Fearn (2000a) et Sabatier (2009). Après avoir effectué une étude diachronique des terrains d’étude, nous avons observé une évolution des cordons dunaires protecteurs des TDC et de la PMG au fil des décennies. Les cordons sont aujourd’hui plus épais que durant le passé, et probablement plus hauts même si nous ne pouvons pas confirmer cette supposition sans données altitudinales historiques. Ils ont donc un effet de protection face au processus d’ « overwash » plus important qu’auparavant (Figure 24). Pour l’analyse réalisée à l’échelle anthropocène, nous avons donc choisi de carotter les slikkes actuelles à distance des cordons vers le centre des marais. L’effet de protection du cordon dunaire est ainsi évité.
La susceptibilité magnétique
La dernière analyse sédimentologique réalisée sur les carottes est la mesure de susceptibilité magnétique (SM). Elle a été effectuée à l’aide d’une sonde MS2E-1 de type Bartington présente à la PACS de l’EPOC. Ce type d’analyses présente un marqueur du taux d’apports détritiques par rapport aux carbonatés dans une roche sédimentaire. Elles mesurent essentiellement les proportions de carbonates, d’oxydes magnétiques et d’argiles (Bloemendal and deMenocal, 1989; Heller and Tung-sheng, 1986; Thompson et al., 1975; Wassmer et al., 2010). De nombreuses études paléoclimatiques utilisent ce proxy (e.g. Begét et al., 1990; Buynevich et al., 2011; Roy et al., 2010). La résolution de cette mesure a été effectuée à l’échelle centimétrique (Figure 32G).
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Table des matières
Introduction générale
1. Climatologie et eustatisme
1.1. Variations climatiques passées
1.2. Variations eustatiques passées
2. Objectifs généraux et structuration de la thèse
2.1. Une prise de recul selon trois échelles temporelles distinctes
2.2. Problématiques, hypothèses et structuration de la thèse
Chapitre 1 : État de l’art
Sommaire du chapitre 1
Introduction
1. Définition des paléoévènements extrêmes côtiers
1.1. Évènements et paléoévènements
1.2. Les évènements extrêmes le long de la côte atlantique française
1.2.1. Les tempêtes
1.2.2. Surcotes et submersions marines
1.2.3. Les tsunamis
2. La paléotempestologie
2.1. Les méthodes de la paléotempestologie
2.1.1. Les premiers travaux de Liu et Fearn dans les années 90
2.1.2. Développement de méthodes depuis les travaux de Liu et Fearn
2.1.3. Autres méthodes d’analyse d’impacts tempétueux côtiers passés
2.2. Intérêts et limites de la paléotempestologie
2.2.1. Liens entre périodes tempétueuses et variations océano-climatiques
2.2.1.1. L’intérêt de lier paléoévènements et mécanismes influenceurs
2.2.1.2. Présentation de quelques conclusions tirées à l’échelle mondiale
2.2.1.3. L’ONA au centre des discussions des études européennes
2.2.2. L’estimation complexe de la récurrence d’un évènement extrême passé
2.2.3. Une distinction complexe entre submersion marine et tsunami
2.3. La paléotempestologie sur les côtes macrotidales atlantiques françaises
2.3.1. La difficile application de la méthode sur les côtes macrotidales
2.3.2. Terminologie employée selon les échelles temporelles d’analyse
2.3.3. Etapes de caractérisation d’un évènement extrême
3. Les données historiques
4. La dendrochronologie
4.1. Présentation générale et principales applications
4.2. Méthodologie pour identifier l’aléa tempétueux
Conclusion
Chapitre 2 : Présentation de la zone d’étude
Sommaire du chapitre 2
Introduction
1. Présentation de la côte atlantique française
1.1. Le cadre environnemental
1.1.1. Présentation de la géologie
1.1.2. Présentation de la géomorphologie côtière
1.1.3. Présentation des paramètres morpho-dynamiques
1.1.3.1. Caractérisation de la houle
1.1.3.2. Marées et surcotes
1.1.3.3. La remontée du niveau de la mer
1.1.3. Présentation de la climatologie
1.2. Les principaux enjeux
1.2.1. Les enjeux humains et leurs causes principales
1.2.2. L’émergence du risque, l’exemple sud-vendéen
2. Tempêtes et submersions marines le long de la côte atlantique française
2.1. Caractéristiques générales des tempêtes
2.1.1. Formation, trajectoires et influences dépressionnaires
2.1.2. L’influence de l’Oscillation Nord Atlantique
2.2. Récurrence de submersions marines
2.3. Les conclusions du GIEC sur les aléas côtiers
3. Présentation des trois terrains d’étude
Conclusion
Chapitre 3 : Méthodologie
Sommaire du chapitre 3
Introduction
1. La sédimentologie
1.1. Le prélèvement de sédiments par carottage sédimentaire
1.1.1. Le carottier manuel « Beeker »
1.1.2. Le carottier à percussion
1.2. L’ouverture des carottes et la description visuelle
1.3. L’échantillonnage des sédiments
1.4. Les différentes analyses sédimentologiques effectuées
1.4.1. L’estimation de la matière organique
1.4.1.1. La perte au feu
1.4.1.2. Les teneurs en carbone organique obtenues grâce à l’analyseur Carbone/Souffre
1.4.2. La granulométrie
1.4.3. La géochimie
1.4.4. L’isotopie
1.4.4.1. La méthode de datation au 14C
1.4.4.2. La méthode de datation aux 210Pb et 137Cs
1.4.5. La radiographie
1.4.6. La colorimétrie
1.4.7. La susceptibilité magnétique
1.5. Le croisement des données sédimentologiques pour la détection de couches allochtones aux marais
1.6. Les autres indicateurs potentiels écartés
2. La dendrochronologie
2.1. La méthode de prélèvement dendrochronologique
2.2. La préparation des échantillons
2.3. L’analyse à la loupe binoculaire
2.4. La détection de marqueurs tempétueux
2.4.1. Etape 1 : Détections de l’excentricité
2.4.2. Etape 2 : Extraction des signaux d’excentricité majeure
2.4.3. Etape 3 : Détermination des années NovOct probablement tempétueuses
3. Les analyses de données historiques
3.1. L’analyse bibliographique de sources scientifiques
3.2. Les archives anciennes
3.3. Les sources météorologiques de Météo-France
3.4. Les données de réanalyse météorologique
Conclusion
Chapitre 4 : La détection de périodes à forts impacts tempétueux holocènes
Sommaire du chapitre 4
Introduction
1. La détection de périodes d’augmentation d’impacts tempétueux holocènes à l’Île d’Yeu
1.1. Présentation du terrain d’étude
1.1.1. Paramètres généraux
1.1.2. Intérêt pour l’étude des périodes tempétueuses holocènes
1.2. Méthodologie appliquée
1.2.1. Prélèvements et analyses sédimentologiques
1.2.2. Datation des organismes morts au 14C et création du modèle âge/profondeur
1.2.3. Comparaison avec les données bibliographiques scientifiques
1.3. Résultats et interprétation : Détection des incursions marines holocènes
1.3.1. Résultats de la datation au 14C
1.3.2. Lithostratigraphie des trois marais de l’Île d’Yeu
1.3.2.1. La Coulée Verte
1.3.2.2. Le marais de la Guerche
1.3.2.3. Le marais de la Croix
1.3.3. Les évènements holocènes recensés dans les études préexistantes
1.4. Extraction des Yeu Stormy Periods
2. Synthèse tempétueuse holocène du bassin nord-est atlantique et observations mondiales
2.1. Approche bibliographique
2.2. Liens entre EASE et variations climatiques de l’atlantique nord
2.2.1. Détermination des EASE à l’échelle du bassin nord-est atlantique
2.2.2. Comparaisons avec les grandes phases climatiques holocènes
2.2.3. Confrontation avec les autres façades océaniques de l’hémisphère nord
Conclusions, limites et perspectives
Chapitre 5 : Reconstruction des évènements extrêmes au cours du dernier millénaire
Sommaire du chapitre 5
Introduction
1. Mise en évidence des évènements extrêmes au nord-ouest de la France
1.1. Présentation des deux terrains d’étude
1.1.1. Paramètres généraux
1.1.1.1. La Petite mer de Gâvres
1.1.1.2. Les Traicts du Croisic
1.1.2. Intérêt pour l’étude des marques d’évènements extrêmes
1.2. Méthodologie appliquée
1.2.1. Prélèvements et analyses sédimentologiques
1.2.2. Inter-calibration des datations 14C et aux 210Pb et 137Cs
1.2.2.1. Datation des sédiments aux 210Pb et 137Cs pour les premiers centimètres
1.2.2.2. Inter-calibration avec la datation au 14C des horizons plus profonds
1.2.3. Les documents historiques anciens analysés
1.3. Résultats et interprétation : Détection des évènements extrêmes anciens
1.3.1. Le couplage complexe entre les deux méthodes de datations
1.3.2. Lithostratigraphie des deux environnements
1.3.2.1. La Petite mer de Gâvres
1.3.2.2. Les Traicts du Croisic
1.3.3. Comparaison avec les données historiques pour la caractérisation des EE
1.4. Caractérisation des évènements extrêmes
1.4.1. Recensement d’un EE post-XVIIIe siècle
1.4.2. Caractérisation des évènements extrêmes anciens (XIV-XVIIIe siècles)
1.4.2.1. Trois hypothèses potentielles trouvées dans les écrits liées à l’EE de 1445 AD
1.4.2.2. L’EE majeur de l’hiver 1351 – 1352 (n.st) AD
1.4.3. Autres hypothèses sédimentologiques pré-XIVe siècle
2. Synthèse des EE du dernier millénaire sur le nord-ouest de la France et influences océano-climatiques
2.1 Approche bibliographique
2.2. Les EE du nord-ouest de la France et leurs influences océano-climatiques
2.2.1. Évènements Extrêmes sur le nord-ouest de la France
2.2.2. Liens avec les variations climatiques et eustatiques
2.2.3. Liens avec l’Oscillation Nord Atlantique
Conclusions, limites et perspectives
Chapitre 6 : L’observation de traces de tempêtes anthropocènes
Sommaire du chapitre 6
Introduction
1. La détection de tempêtes récentes par analyse sédimentologique
1.1. Présentation des deux terrains d’étude
1.2. Méthodologie appliquée
1.2.1. Prélèvements et analyses sédimentologiques
1.2.2. Analyse statistique pour le test de nouveaux indicateurs géochimiques
1.2.3. Datation des sédiments superficiels au 210Pb et au 137Cs
1.2.4. Les données historiques récentes utilisées
1.3. Résultats et interprétation : Détection des couches marines allochtones
1.3.1. Datation et construction du modèle âge/profondeur
1.3.2. Développement de nouveaux indicateurs géochimiques d’occurrences marines
1.3.3. Analyse lithostratigraphique des carottes prélevées
1.3.3.1. Les Traicts du Croisic
1.3.3.2. La Petite mer de Gâvres
1.3.4. Liens avec les données historiques récentes
1.4. Reconstruction des tempêtes durant l’Anthropocène
1.4.1. Évènements détectés aux Traicts du Croisic
1.4.2. Évènements détectés à la Petite mer de Gâvres
2. Étude dendrochronologique aux Traicts du Croisic
2.1. Présentation de la zone boisée étudiée dans l’étude dendrochronologique
2.1.1. Paramètres généraux de localisation
2.1.2. Intérêt pour l’étude des signaux de tempêtes précises
2.2. Méthodologie d’analyse des évènements extrêmes par dendrochronologie
2.2.1. L’analyse dendrochronologique
2.2.1. Les données historiques
2.3. Résultats et interprétation : Détection de tempêtes par dendrochronologie
2.4. Comparaison entre données dendrochronologiques et historiques
2.4.1. Compatibilité entre perturbations sur les arbres et occurrences tempétueuses
2.4.2. Comprendre les signaux enregistrés lors des années NovOct avec incompatibilité
3. Liens entre les approches sédimentologique et dendrochronologique
3.1. Synthétisation des résultats sédimentologiques post-1955 aux Traicts du Croisic
3.2. Atouts, limites et interrelations des travaux présentés à l’échelle anthropocène
3.2.1. Comparaison des résultats entre les deux méthodes utilisées aux TDC
3.2.2. Atouts et limites des deux approches
3.2.2.1. La dendrochronologie, une méthode précise mais destructrice
3.2.2.2. La sédimentologie, une méthode fiable dépendante de données historiques
3.2.3. Eléments de réflexion quant à une utilisation future de ces méthodes
Conclusions, limites et perspectives
Conclusion générale
1. Les variations tempétueuses locales et leurs influences océano-climatiques principales
1.1. YSP, EE et tempêtes détectés le long de la côte atlantique française
1.2. Relations avec les principaux mécanismes influenceurs
1.2.1. Un lien net entre périodes tempétueuses et phases de refroidissement climatique
1.2.2. La complexe comparaison avec l’ONA
1.2.3. Liens avec la hausse du niveau marin
2. Les liens entre les dépôts marins détectés et les aléas naturels côtiers passés
2.1 Le rôle déterminant de l’histoire
2.2. Le croisement entre sédimentologie et dendrochronologie à approfondir
2.3. Autres conclusions méthodologiques
3. Perspectives de recherche
3.1. Propositions pour des apports théoriques
3.2. Evolutions méthodologiques possibles
Bibliographie
1. Sources scientifiques
2. Sources primaires d’archives historiques
2.1. Météo France
2.2. Archives municipales de Nantes (AM.N)
2.3. Archives départementales de Loire-Atlantique (AD.LA)
2.4. Archives départementales de Vendée (AD.V)
2.5. Archives nationales de Paris (AN.P)
2.6. Autres sources primaires
Liste des publications et communications
1. Publications scientifiques
2. Communications scientifiques
3. Vulgarisation scientifique
Implication universitaire
1. Enseignements universitaires
2. Encadrements universitaires
3. Responsabilités universitaires
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