VIVRE PRES DES RIVAGES : QUELS RISQUES GEOLOGIQUES ?

Forum de l’an 2000 NICE
« L’avenir est-il sur les rivages?
Histoire – Économie – Urbanisme
des rivages du Monde »
2-6 Octobre 2000
Réalisation scientifique
Laurent Olivier (Post-doctorant à Géosciences Azur)
Gilbert Boillot (Professeur Université Pierre et Marie Curie, Paris)
Mise en forme graphique
Véronique Pisot (Infographiste Université de Nice-Sophia Antipolis)
Aide scientifique
Jean Virieux (Professeur Université de Nice-Sophia Antipolis)
Avec le soutien de la Ville de Nice pour la réalisation de l’exposition du Forum
VIVRE PRES DES RIVAGES.
QUELS RISQUES GEOLOGIQUES ?
Le rivage est la ligne d’affrontement naturel entre la mer et
la terre, l’océan et le continent. Sur cette ligne de front
mouvante et parfois dangereuse, l’homme doit s’adapter à un
environnement instable.
Quelle place pour l’homme sur cette ligne de front ?
Que la mer gagne ou recule, le rivage est menacé. Mais le
temps géologiques se mesure en milliers, en millions ou en
dizaines de millions d’années.
Les seuls vrais risques géologiques pour l’homme viennent
de phénomènes naturels instantanés ou très rapides, comme
les séismes, les raz de marée, les reculs de falaises ou les
ensablements.
Effondrement de bâtiment
après le séisme de Kobe du 17
Janvier 1995.
Dégâts causées à une forêt
littorale après le passage d‘un
raz-de-marée sur une île de
l’est indonésien en 1992.
LE RECUL DE LA MER I
Le sous-sol se soulève
Le niveau de la mer baisse
LA MER QUI RECULE, TROIS CAUSES POSSIBLES
Le Mont Saint-Michel est
menacé d’ensablement.
C’est l’effet d’un
comblement par du
sable ou de la vase.
LE RECUL DE LA MER II
Le sous-sol s’affaisse
Le niveau de la mer monte
LA MER QUI GAGNE, TROIS CAUSES POSSIBLES
Les falaises d’Etretat sont
menacées d’éboulement et de recul
C’est
l’effet
d’une
érosion littorale active.
L’ENVELOPPE EXTERIEURE DE
LA TERRE : LA LITHOSPHERE
La lithosphère est l’enveloppe extérieur de la Terre, à la fois
froide et rigide.
Elle est fragmentée en « plaques » mobiles les unes par
rapport aux autres, sur lesquelles nous vivons et bâtissons.
LA LITHOSPHERE
La lithosphère est constituée de deux couches superposées,
de composition et de densité différentes :
• Une croûte légère en surface sur une épaisseur allant de
7 km à plus de 40 km.
• Le manteau lithosphérique, plus dense, en profondeur
sur une épaisseur pouvant dépasser 100 km.
Une interface, nommé Moho (contraction de « discontinuité de Mohorovicic »),
sépare la croûte du manteau et se retrouve presque partout.
LA CROUTE
Dans le langage courant, le rivage sépare le continent de l’océan.
Mais, du point de vue géologique,
la frontière océan-continent est située sous la mer,
à la limite entre deux types de croûtes terrestres
. La croûte continentale, généralement
émergée, mais submergée en bordure
des continents :
. La croûte océanique, qui forme le
plancher de l’océan profond.
La limite entre ces deux sortes de
croûte est imposée par le mouvement
des plaques tectoniques.
Les plaques sont des fragments de lithosphère.
L’EPAISSEUR LITHOSPHERIQUE
L’épaisseur de la lithosphère est de 120 km en moyenne. Cette épaisseur varie de 0 à l’axe
des dorsales (panneau 3) à 200 km sous les continents âgés de plus de 1 milliard d’années.
Croûte continentale
Manteau lithosphérique
La lithosphère repose sur l’asthénosphère, (en vert
clair sur le schéma), qui est un milieu se déformant
facilement à l’échelle géologique: on dit qu’il est
plastique.
En général, l’asthénosphère n’est pas
constituée de roches en fusion. Sa plasticité
résulte des conditions de pression et de
température (1300° environ) qui règnent sous la
lithosphère.
LA CROUTE OCEANIQUE
Basaltes en coussins (pillows-lava
figés) observés en plongée au sommet
de la croûte océanique
La croûte océanique (en noir sur le schéma)
est mince (7 km en moyenne). Constituée
principalement de basalte et de gabbro (du
basalte cristallisé), cette croûte est
relativement jeune puisque créée par la
tectonique des plaques actuelle.
LE MANTEAU TERRESTRE
Lame mince taillée dans un échantillon de
péridotite (roche du manteau). On distingue des
cristaux de péridots (olivine) qui est le minéral
principal ayant donné son nom à la roche.
Le manteau terrestre est situé sous la
croûte. Il est constitué par une roche
dense, la péridotite, qui appartient
soit à la lithosphère (en vert foncé sur
le schéma), soit à l’asthénosphère
(vert clair).
LA CROUTE CONTINENTALE
Le sommet granitique de la cime de Tavels, audessus du lac des Terres rouges, Massif du
Mercantour, Alpes-Maritimes.
La croûte continentale (en rouge sur le
schéma) est épaisse (35 km en moyenne,
jusqu’à 80 km sous les chaînes de montagnes).
Elle est constituée principalement de roches
granitiques et de roches sédimentaires. Sa
densité moyenne est de 2,8. Cette croûte porte
les roches les plus vieilles sur Terre au-delà
des 4 milliards d’année. Elle est le fruit des
tectoniques précédentes.
LE MOUVEMENT DES PLAQUES
LITHOSPHERIQUES ET SES
CONSEQUENCES GEOLOGIQUES
Trois mouvements sont possibles entre les plaques :
la divergence, la convergence et le coulissement
bord-à-bord. L’écartement et le rapprochement des
plaques expliquent la dérive des continents.
LES MOUVEMENTS DES PLAQUES
Les phénomènes géologiques sont très intenses à la frontière
des plaques et tout particulièrement à la frontière des plaques
convergentes.
LES SEISMES
Répartition mondiale des séismes enregistrés entre 1977 et 1996
Les séismes se produisent principalement à la limite des
plaques et dans les chaînes de montagnes (Alpes, Himalaya),
là où deux plaques continentales sont en collision. Les
plaques tectoniques se dessinent d’elles-même.
LA CONVERGENCE DES PLAQUES
Deux plaques se rapprochent, l’une glissant sous l’autre par « subduction ».
C’est ainsi que se rétrécissent et disparaissent les océans.
A la frontière des plaques convergentes, la déformation des terrains est
intense : elle s’effectue progressivement ou par à-coups (ruptures à l’origine
de tremblements de terre ou séismes).
Schéma représentant la
convergence entre une
plaque continentale et
une plaque océanique
dans les régions de
Seattle (U.S.A.) et
Vancouver (Canada).
Les lieux de rupture à
l’origine des séismes
sont représentés par des
cercles jaunes.
LE VOLCANISME
Le volcanisme est très actif aux frontières convergentes.
Il résulte de la fusion partielle des roches du manteau de la
plaque supérieure, facilitée par l’arrivée d’eau apportée par
la plaque plongeante.
Le Mont st-Helens (Etats-Unis) avant et après l’explosion du 18 mai 1980.
L’explosion du flanc nord du volcan a entraîné une avalanche de débris suivie d’une nuée ardente très
rapide causant la mort de 57 personnes.
Le Mont St-Helens a perdu 430 m d’altitude lors de son explosion.
LA DIVERGENCE DES PLAQUES
Deux plaques s’écartent l’une de l’autre.
C’est ainsi que naissent et s’agrandissent les océans.
Les frontières de plaques divergentes (1)
correspondent aux dorsales océaniques,
où est fabriquée la croûte océanique. Ces
frontières sont aussi le site d’une activité
sismique (tremblement de terre); toutefois
celle-ci est moins intense que celle
observée aux frontières des plaques
convergentes.
Les magmas qui se solidifient à l’axe des
dorsales océaniques et forment ainsi la
croûte océanique proviennent de la fusion
en profondeur des roches du manteau par
suite de l’élévation de température ou de
la diminution de la pression (migration
des terrains vers la surface); les flèches
indiquent les lents mouvements à
l’intérieur du manteau (3).
POURQUOI
DES OCEANS PROFONDS ET
DES CONTINENTS EMERGES ?
La lithosphère est l’enveloppe extérieure de la Terre,
à la fois froide et rigide.
Elle est fragmentée en « plaques » mobiles les unes par
rapport aux autres, sur lesquelles nous vivons et bâtissons.
LE RELIEF
La répartition des altitudes et des profondeurs à la surface de la croûte terrestre
montre 2 pics :
- L’altitude la plus fréquente sur les continents est de 300 m.
- La profondeur des océans la plus fréquente est de 4800 m.
Ces deux pics, ayant pour origine les diverses tectoniques des plaques,
correspondent à un état d’équilibre entretenu de la croûte continentale et de la
croûte océanique. Sans tectonique, la courbe ne présenterait qu’un seul pic. En
première approximation, cet équilibre respecte le principe d’Archimède.
L’ISOSTATIE
Le principe d’Archimède appliqué à la croûte terrestre
Les différences de densité et d’épaisseur entre la croûte (densité 2,8 à
2,9), l’eau des océans et le manteau (densité 3,3 à 3,4) sont à l’origine
des reliefs des continents et des fonds océaniques.
Pourquoi ?
La croûte légère reste à la
surface de la lithosphère,
à la manière d’un iceberg
au milieu de l’océan. Plus
la croûte est épaisse, plus
le relief est élevé. C’est le
principe
d’Archimède
que l’on appelle isostatie
Ainsi, pour émerger de 300 mètres, la croûte continentale doit être épaisse
d’au moins 30 km.
LES LITHOSPHERES OCEANIQUE ET CONTINENTALE
L’EPAISSEUR DE LA CROUTE
L’épaisseur de la croûte commande la position de
la ligne de rivage
Compte tenu de la quantité d’eau disponible dans les océans, la
ligne de rivage se situe en général à l’endroit où l’épaisseur de la
croûte est de 30 km.
A la frontière géologique océan-continent, l’épaisseur crustale est
voisine de 7 km. Cette frontière se situe donc au large, à quelques
dizaines ou centaines de kilomètres de la ligne de rivage.
C’est le cas notamment au large de la Côte d’Azur en France.
LE BASSIN LIGURE
Un exemple : le bassin Ligure de Méditerranée
Le bassin Ligure est le nom
attribué à la Mer Méditerranée
entre la Corse et le continent.
Sur cette carte
bathymétrique, la frontière
géologique océan-continent
(traits pointillés) est enfouie
sous les sédiments, à plus
de 2600 m de profondeur.
LES TRANSITIONS ENTRE CROUTES
Plusieurs milliers de mètres de
sédiments se sont déposés depuis la
rupture continentale entre la Corse et le
continent (voir les figures au label 5).
Le bassin ligure
est localisé là
où la croûte est
mince.
Le continent et la
Corse correspondent
à une croûte épaisse.
La coupe géologique A-A’ montre la nature et la géométrie de la
croûte entre la Provence et la Corse.
LA BORDURE DES CONTINENTS :
MARGES PASSIVES ET
MARGES ACTIVES
Dans les zones de divergence, la frontière océan-continent
est figée, bordée par une marge continentale passive.
Dans les zones de convergence, cette frontière est mobile,
bordée par une marge continentale active.
LES MARGES CONTINENTALES
Bassin ligure
Mer Ionienne
Mer Rouge
Rift Est-africain
La frontière géologique océan-continent est située au contact de la croûte
océanique et de la croûte continentale. Cette frontière est partout submergée,
décalée vers l’océan par rapport à la ligne de rivage.
Deux sortes de frontières océan-continent doivent être distinguées, produites par
la divergence des plaques ou par leur convergence.
La première borde les marges continentales passives, la seconde les marges
continentales actives, qui sont les plus dangereuses pour l’homme.
LES MARGES PASSIVES
Naissance des océans et formation des marges
continentales passives
Une déchirure continentale (un rift) précède de plusieurs dizaines de millions
d’années la naissance d’un océan. Mais une fois établie après la rupture
continentale, la frontière océan-continent est figée. Le continent est alors
bordé par une marge passive.
L’un des exemples le plus connu de rift continental en activité est celui de la
plaine d’Alsace, bordée par les Vosges et la Forêt-Noire.
Un autre, plus évolué, est le rift Est-Africain.
Enfin, la Mer Rouge est un jeune océan (5 millions d’années) tandis que
l’Atlantique est un océan ancien (entre 160 et 90 millions d’années selon les
secteurs).
DES RIFTS AUX OCEANS
LE RIFT EST-AFRICAIN
Rift Est-africain
Le rift Est-africain est constitué de
deux branches. La branche orientale
(rift Est), court de la mer Rouge
jusqu’au Kenya.
L’extension lithosphérique y est très
forte et la production de magmas très
élevée (nombreux volcans actifs). La
photographie ci-contre montre la
forme en y de la partie éthiopienne du
rift oriental.
LA MER ROUGE
Mer Rouge
La connexion entre la branche
orientale du rift Est-africain et la Mer
Rouge est le siège d’une importante
activité volcanique (volcan de l’Erta
Ale).
La Mer Rouge est un océan étroit,
ouvert entre l’Arabie et l’Afrique.
De la croûte océanique a commencé à
se former il y a 5 millions d’années
dans sa partie la plus profonde.
LA DERIVE CORSO-SARDE
Un exemple :
la dérive corso-sarde et la naissance
du bassin Ligure
Il y a 30 millions d’années environ,
une déchirure est apparue entre le
bloc corso-sarde (l’ensemble Corse et
Sardaigne) et le reste de l’Europe.
La rupture continentale complète
s’est produite il y a 20 millions
d’années environ et la formation de
croûte océanique a alors commencé.
Mais la dérive de la Corse et de la
Sardaigne s’est arrêtée il y a 17 ou 18
millions d’années de sorte que le
bassin Ligure est resté un bassin
océanique étroit et allongé.
LES MARGES ACTIVES
Un exemple de marge continentale active :
la zone de convergence Europe-Afrique
Deux plaques peuvent converger de façon durable si l’une
d’entre elle au moins porte de la croûte océanique. En ce
cas, celle qui ne porte pas de continent plonge dans
l’asthénosphère. C’est le phénomène de la subduction. Le
continent est alors bordé par une marge active.
LA SUBDUCTION
La subduction de la plaque Afrique sous la plaque Europe a
commencé en Méditerranée occidentale il y a 30 millions
d’années environ.
De nos jours, la subduction se produit sous l’Italie du Sud.
Elle est à l’origine du volcanisme des îles éoliennes et de
celui complexe du Vésuve et des champs Flégréens par
exemple, ainsi que des tremblements de terre qui se
produisent en Calabre et en Sicile.
LE SOUS-SOL,
SITE DES TREMBLEMENTS
DE TERRE
La rupture brutale entre deux morceaux élastiques de la
croûte terrestre provoque un séisme.
Les déplacements associés à l’accumulation des séismes
modifient la position de la ligne de rivage.
DES EXEMPLES DE SEISMES
Séisme d’Antofagasta
(magnitude 8,1)
Séisme d’Izmit
(magnitude 7,4)
LES MILIEUX MECANIQUES
La déformation élastique de la croûte
Soumis à une contrainte, les terrains de la croûte supérieure relativement
froide se déforment d’abord comme un corps élastique : si la contrainte cesse,
le corps déformé revient à son état initial (c’est l’élastique que l’on tire et que
l’on relâche !).
Passée la « limite d’élasticité », la rupture se produit (l’élastique casse !),
donnant naissance à un séisme. Dans la nature, le lieu de rupture est une faille.
Ce phénomène se reproduit tant que des contraintes s’exercent sur la croûte.
LES FAILLES ACTIVES
Une conséquence de la rupture :
l’apparition de failles en surface
LES MOUVEMENTS COSISMIQUES I
Le séisme peut provoquer un affaissement
Lors du dernier grand tremblement
de terre en Turquie (Izmit, 16 août
1999), de nombreux rivages ont
été submergés.
Sur cette image-satellite Landsat,
deux photographies (l’une prise
avant et l’autre prise après le
séisme) ont été superposées,
montrant en bleu la zone affaissée
sur laquelle est construite la ville
de Golcük (photo).
La flamme rouge visible à gauche
de l’image est la trace de
l’incendie de la raffinerie d’Izmit.
LES MOUVEMENTS COSISMIQUES II
Le séisme peut provoquer une surrection
Le très fort séisme d’Antofagasta a eu lieu
en juillet 1995 dans le Nord du Chili et a
donné lieu à un soulèvement de la côte.
Les algues calcaires qui vivent
normalement dans la zone de balancement
des marées ont été soulevées d’environ 30
cm, ce qui a entraîné leur mort par
émersion.
Ces valeurs de surrection données par la
ceinture d’algues ont été confirmées par
des mesures d’altitudes effectuées sur
certains points de la côte entre 1992 et
1995, avec le système de positionnement
par satellite GPS (panneau 9).
LE CYCLE SISMIQUE I
Qu’est-ce qu’un cycle sismique ?
Le déplacement des plaques tectoniques, expression en surface du
mouvement thermique que représente la tectonique des plaques, est
inexorable (les variations se comptent suivant des échelles dépassant
le million d’années). Ainsi, la rupture sismique accommodant ce
déplacement va se répéter sur des échelles se comptant en siècles.
Selon l’intensité de la rupture et la dimension de la zone de rupture,
l’intervalle de temps séparant deux séismes varie de quelques
dizaines d’années à quelques milliers d’années. On parle de temps
de retour caractéristique.
Ces cycles sismiques permettent une prédiction à long terme car
nous pouvons identifier les zones sismiques et caractériser l’ampleur
des séismes dans ces zones.
Cette caractérisation des séismes correspond à la prédiction à moyen
terme, importante pour l’aménagement du territoire car elle fixe le
séisme maximal attendu dans la zone.
LE CYCLE SISMIQUE II
Les conditions mécaniques sont
très variées aux limites des
plaques: ainsi, la nature n’est pas
une horloge bien réglée :
les cycles sismiques sont
irréguliers et ne permettent pas
pour l’instant une prédiction à
court terme des tremblements de
terre.
Chaque cycle sismique se déroule
en 3 temps :
 La rupture libère l’énergie
auparavant accumulée sous forme
d’énergie élastique au contact des
deux plaques. Cette rupture se
traduit par des mouvements brutaux
du sous-sol.
 Le retour à l’équilibre se traduit
par
des
ajustements
locaux
générateurs de petits séismes
(répliques). Cette période dure de
quelques semaines à quelques
années.
 La déformation élastique des
terrains soumis au déplacement
continu des deux plaques se poursuit
jusqu’à une nouvelle rupture. C’est
la partie du cycle la plus longue.
LE SOUS-SOL,
UN MILIEU PROPAGEANT LES
EBRANLEMENTS SISMIQUES
Les ondes sismiques générées lors de la rupture du sous-sol
se propagent dans toutes les directions et sont responsables
des effets destructeurs des séismes, amplifiés ou diminués
selon la nature et la topographie des terrains.
LES ONDES SISMIQUES
Qu’est-ce qu’une onde sismique ?
C’est un ébranlement élastique engendré par un séisme, qui se propage dans les
roches, comme le son, ébranlement acoustique, dans l’air.
Après le passage de ces ondes, le sol reprend généralement sa forme initiale
sauf dans la zone source.
La propagation des ondes est plus ou moins rapide selon le milieu traversé.
LES ONDES DE VOLUME
Parmi les principales ondes sismiques, les ondes P (les
premières arrivées, les plus rapides) soumettent le sous-sol à
des compressions et des dilatations successives.
Les ondes S (les secondes arrivées) font bouger le sous-sol
suivant un mouvement cisaillant.
Comme elles se propagent dans tout le milieu, on les appelle ondes de volume
LES ONDES DE SURFACE
D’autres ondes se propagent uniquement à la surface de la
Terre. De ce fait, elles sont d’une amplitude plus grande que
les ondes de volume et provoquent la majorité des dégâts.
On distingue les ondes de Rayleigh et les ondes de Love.
LES EFFETS DES SEISMES
Les effets des séismes
Lorsqu’une onde sismique se propage dans le sous-sol, ses effets en surface
sont amplifiés ou décroissent en fonction de plusieurs facteurs :
 La distance au lieu de la rupture (le « foyer » du séisme ou hypocentre)
 Les effets de site dus au comportement souvent non-linéaires des ondes dans
les couches géologiques superficielles peu consolidées.
LA MAGNITUDE DES SEISMES
Qu’est-ce que la
magnitude d’un séisme ?
Une mesure de la quantité d’énergie
élastique libérée pendant le séisme,
obtenue par l’analyse des ondes
sismiques. Cette énergie augmente
avec la surface de la faille activée
de la rupture.
Petite faille (quelques kilomètres), peu
d’énergie, danger modéré (exemple : la
Côte d’Azur)
Grande faille (plus de cent kilomètres),
beaucoup d’énergie, danger fort
(exemples : la Californie, la Turquie)
Figure montrant l’énergie dégagée par les séismes,
comparée à l’énergie dissipée par d’autres
phénomènes.
La magnitude des séismes peut être négative. Le plus
fort séisme a eu une magnitude de 9,5.
LES EFFETS DE SITE I
Effet de site dû au remplissage sédimentaire
Les ondes sismiques sont ralenties à la traversée d’un bassin
sédimentaire. Leur amplitude augmente, et par conséquent l’intensité des
mouvements du sous-sol augmente aussi. C’est l’effet d’amplification.
Les ondes sont également en quelque sorte prisonnières du bassin, ce qui
allonge la durée locale du séisme. C’est l’effet de piégeage des ondes.
Effondrement de la Cypress Highway près de San Francisco après le séisme dit de Loma Prieta du
17 Octobre 1989 (magnitude 7,1).
Ce viaduc a été bâti sur un sol vaseux gorgé d’eau qui a fortement amplifié les ondes provenant du
foyer du séisme pourtant distant de plus de 90 km.
LES EFFETS DE SITE II
Effet de site dû à la
topographie
Les ondes sismiques peuvent
être piégées au sommet d’une
montagne où se trouve alors
concentrée
une
grande
quantité d’énergie.
C’est l’effet de focalisation.
Vue récente du village de
Baïardo (photo du haut), situé
sur une colline à 910 m
d’altitude et à 31 km de
Menton.
Le 23 Février 1887, un séisme
de magnitude 6,4 provoqua
l’effondrement de la voûte de
l’église (photo ci-dessus).
220 victimes qui participaient à
une messe furent retirées des
décombres.
LES COLERES DE LA MER
QUAND BOUGE LE SOUS-SOL
En milieu sous-marin, les mouvements du sous-sol produisent un
déplacement brutal de l’eau.
Des vagues naissent ainsi et s’amplifient en approchant de la côte.
Elles sont à l’origine de raz-de-marée (tsunamis).
Lisbonne (Portugal)
LES TSUNAMIS
Grands bancs(Canada)
Hawaï
Santorin (Grèce)
Aléoutiennes
LES RAZ-DE-MAREE
Pourquoi des raz-de-marée ?
Le brusque mouvement du fond marin génère une vague qui se propage en
pleine mer à des vitesses variant entre 500 et 800 km/h pour des longueur
d’ondes pouvant atteindre 160 km.
En approchant de la côte, la diminution de la profondeur provoque un
accroissement de la hauteur de la vague, puis son déferlement sur le rivage.
Ainsi se produisent les raz-de-marée.
SEISMES et TSUNAMIS
Les tremblements de terre et raz-de-marée
Un fort séisme et un raz-demarée frappèrent Lisbonne le 1er
novembre 1755.
Le séisme de Lisbonne et le raz-de-marée qui suivit marquèrent
pendant longtemps les esprits des artistes européens.
De nombreuses représentations de la catastrophe ont été
imaginées, dont cette peinture anonyme de 1887.
Voltaire raconte les aventures de
Candide à Lisbonne ce jour-là.
Aujourd’hui, on sait que le foyer
du séisme responsable du raz-demarée était situé à 200 km au
sud-ouest de la ville.
La vague produite par le séisme
a été amplifiée par la forme et la
faible profondeur de l’estuaire du
Tage. Elle atteignit une hauteur
de 5 m.
LA VAGUE
La vague d’un tsunami induit par un séisme
Un séisme au large des îles
Aléoutiennes provoqua un raz-demarée à Hawaï, pourtant distant de
3600 km (9 mars 1957).
Cette succession de trois images montre l’arrivée
d’une énorme vague sur l’île d’Oahu dans
l’archipel d’Hawaï. La vague a atteint une
amplitude de 2 m à cet endroit, mais près du lieu
du séisme, une vague de 8 mètres de hauteur a
été observée.
LES AVALANCHES
Les avalanches sous-marines et les séismes
Le 18 Novembre 1929, un séisme de
magnitude 7,2 localisé près des
Grands Bancs de Terre-Neuve
déstabilisa les sédiments de la pente
sous-marine dont une grande partie
glissa brutalement vers les abysses.
Cette avalanche sous-marine eut deux
conséquences :
 La rupture de douze câbles de
liaisons
télégraphiques
transatlantiques.
 La formation d’une vague d’une
hauteur de 5 mètres qui déferla sur la
péninsule de Burin (Terre-Neuve) et
fit 29 victimes.
ERUPTIONS ET TSUNAMIS
Les éruptions volcaniques induits par raz-de-marée
Des raz-de-marée peuvent être provoqués par une éruption
volcanique, lorsque elle s’accompagne parfois de mouvements
verticaux du fond sous-marin.
Selon la légende rapportée par Platon, l’Atlantide fut détruite par un raz de marée.
Cette légende est parfois associée à la disparition subite de la civilisation
minoenne qui s’était développée sur l’île grecque de Santorin. L’explosion vers
1500 av. J.-C. du volcan qui constituait l’île pourrait en être responsable.
Aujourd’hui, les cinq îlots (photo ci-dessus) de l’archipel de Santorin constituent les restes de ce volcan.
LES MOUVEMENTS ACTUELS
DU SOUS-SOL SOUS SURVEILLANCE
Deux techniques de pointe sont utilisées pour observer et mesurer les
mouvements actuels du sous-sol :
Le GPS (Global Positionning System) et l’interférométrie radar
mais les techniques de géodésie permettent de répondre encore aux besoins d’aménagement
LE GPS
Le principe du GPS
Le GPS (Global Positionning System) est un système satellitaire qui permet
à chaque instant le positionnement dans l’espace (latitude, longitude,
altitude) de tout point situé à la surface de la Terre.
Récepteur GPS sur le terrain
Actuellement 27 satellites sont opérationnels.
Le positionnement d’un point nécessite de
déterminer sa distance à 4 satellites au moins.
Un traitement complexe des données
permet ensuite de calculer les positions
relatives de plusieurs sites de mesure.
La précision est de quelques mm !
L’INTERFEROMETRIE
Le principe de l’interférométrie
L’interférométrie radar utilise les échos
de signaux radars émis par des satellites
et réfléchis à la surface de la Terre. En
mesurant la distance Terre-satellite avant
et après le séisme, on calcule la
déformation de la surface terrestre. On
obtient ainsi une image de cette
déformation plus complète que celle
donnée par l’outil G.P.S.
Sur cette image, chaque frange (cycle de couleur du bleu
au bleu ?) correspond à un mouvement du sol quasivertical de 10 cm. Les principales failles actives lors de ce
séisme sont en rouge.
LA MESURE DU DEPLACEMENT PAR GPS I
La mesure continue du déplacement du sol par GPS
1°) A l’échelle régionale
Sur des frontières de plaques
comme en Californie du Sud, les
déformations sont intenses et sont
étudiées par un réseau très dense
de stations GPS permanentes.
En Californie, les stations les plus
éloignées de la faille de San
Andreas, et situées de part et
d’autres de celle-ci (SNII et
GOLD), montrent une différence
de vitesse de 3,5 cm par an, ce qui
correspond à la valeur de
coulissement le long de la
frontière de plaques.
Une flèche indique la direction et la vitesse de
déplacement de chaque station par rapport à la plaque
Pacifique supposée fixe.
LA MESURE DU DEPLACEMENT PAR GPS II
La mesure continue du déplacement du sol par GPS
2°) A l’échelle locale
Le 16 octobre 1999, un séisme
de magnitude 7,1 se produit
dans le désert du sud de la
Californie (séisme d’Hector
Mine).
La faille de Lavic Loke
coulissa de 3 à 5 m au cours
du séisme (photo aérienne).
Ce
mouvement
a
particulièrement affecté la
position d’une station GPS
permanente (WIDC sur la
figure ci-dessous) située sur le
compartiment ouest de la
faille.
Au moment du séisme,
la position du site WIDC
a subi un saut vers le
nord d’environ 55 cm.
Le mouvement s’et
ensuite poursuivi de
manière
plus
lente
pendant environ 1 mois
(retour à l’équilibre).
Avant le séisme, le site
se déplaçait de manière
continue et régulière,
sous
l’effet
de
l’accumulation
des
déformations élastiques
précédant la rupture.
LES MOUVEMENTS VERTICAUX
DU SOUS-SOL ET LA POSITION
DE LA LIGNE DE RIVAGE
Lorsque la lithosphère se soulève ou s’abaisse, la position du rivage put
être modifiée. Ces mouvements verticaux s’effectuent lentement et de
manière continue, ou brusquement à l’occasion de tremblements de terre.
LE MOUVEMENT VERTICAL I
Alpes-Maritimes
Territoires du NO (Canada)
Alexandrie (Egypte)
Île du Nord (Nlle Zélande)
LE MOUVEMENT VERTICAL II
Les mouvements verticaux de la lithosphère s’effectuent
selon quatre échelles de temps.
1°) A l’échelle des temps
géologiques (+ de 1 million
d’années)
Au cours des 5 derniers millions
d’années, le sous-sol s’est soulevé
dans les Alpes-Maritimes.
Il y a 4 à 5 millions d’années
(Pliocène),
la
Méditerranée
occupait l’actuelle basse vallée du
Var jusqu’à St-Martin du Var et audelà vers le nord.
Sur cette photo aérienne, des sédiments marins pliocènes sont
visibles sur le flanc du Mont Huesti, à une altitude de 1030 m.
Une partie des sédiments marins
déposés dans cette « ria » se trouve
aujourd’hui perchés à plus de 1000
m d’altitude, à la suite d’un
soulèvement local du sous-sol.
LA SURRECTION PAR EROSION
2°) A l’échelle des temps
(de l’ordre de 100 000 ans)
longs
De la surrection du sous-sol peut aussi
résulter l’émersion d’anciennes lignes de
rivage (l’exemple de la NouvelleZélande)
La Nouvelle-Zélande est traversée par
une frontière de plaque. Elle subit une
déformation active, qui s’exprime par
une surrection régionale et de nombreux
tremblements de terre.
Les cordons de galets visibles au bas de cette photo
aérienne correspondent à d’anciennes plages qui ont été
soulevées lors de séismes successifs.
Le niveau situé le plus près de la mer a été soulevé de 2,70
m au cours du grand séisme de 1855.
A proximité de la capitale Wellington, la
région du cap Turaleirae présente des
indices de surrection depuis au moins
100 000 ans.
LE REBOND GLACIAIRE I
3°) A l’échelle des temps courts (de l’ordre de 10 000 ans)
La lithosphère se soulève après la fonte des glaciers à la manière d’un navire que
l’on décharge (l’exemple du Canada)
La grande surface ensablée visible sur cette photo correspond à des plages
formées il y a environ 10 000 ans, lorsque la calotte glaciaire qui recouvrait alors
le Canada a commencé à fondre et à reculer.
LE REBOND GLACIAIRE II
La fonte de cette calotte et l’allègement de la lithosphère qui
s’en est suivi ont permis au sou-sol de se soulever comme un
navire que l’on décharge. Le rivage a alors reculé et les
anciennes plages sont désormais situées à environ 100 mètres
d’altitude.
Le soulèvement se poursuit encore de nos jours à une vitesse
d‘environ 1 cm/an.
Le même phénomène se produit autour de la Mer Baltique où
il est de tradition, côté finlandais, de se répartir tous les 50
ans les nouvelles terres ainsi gagnées sur la mer.
Enfin, les vallées glaciaires se referment après la fonte du
glacier provoquant des glissements de terrain (Clapière à
Saint-Etienne de Tinée (Alpes Maritimes, France).
LA SUBSIDENCE
4°) A l’échelle des temps historiques ( - de 5 000 ans)
L’exemple de l’affaissement du port d’Alexandrie
(Egypte).
La cité antique d’Alexandrie, construite
en 332 av. J.C. par Alexandre le Grand,
était célèbre pour son quartier royal,
son port et son phare.
Sous l’effet de l’affaissement du soussol, la vieille ville s’est progressivement
enfoncée sous la mer.
Ce phénomène s’est accentué lors du
séisme de l’an 335.
De nos jours, la plupart des quartiers
antiques sont situés à une profondeur de
4 à 6 mètres. Ils sont explorés et étudiés
par des archéologues qui travaillent en
plongée.
Sur cette figure sont représentés, en jaune-orangé, les
domaines du quartier royal d’Alexandrie et du port
antique découverts en plongée par des équipes
d’archéologues.
LA COTE D’AZUR :
UNE REGION QUI BOUGE
La Côte d’Azur est soumise à des déplacements et des
déformations modérées.
Les séismes et les mouvements du sous-sol mesurés par GPS en
sont les indices principaux.
LA TECTONIQUE
L’Afrique se rapproche de l’Europe
Dans les Alpes-Maritimes, les
reliefs qui vont du Mercantour à
la côte se sont formés depuis 15
millions d’années à la suite d’un
raccourcissement
horizontal
provoquant l’épaississement de la
croûte terrestre.
Ce serrage est une conséquence
du rapprochement entre les
plaques Afrique et Europe, qui
dure depuis des dizaines de
millions d’années.
De nos jours, le rapprochement se
poursuit suivant une direction
Sud-Est / Nord-Ouest, à une
vitesse de 4 à 7 mm par an
(flèches rouges).
Les séismes témoignent de la déformation active.
La limite entre les deux plaques n’étant pas franche, le
raccourcissement se distribue sur une large zone (orange sur la
carte) dont la Côte d’Azur fait partie.
MISE EN EVIDENCE
Le serrage des Alpes entre l’Italie et la France
Un réseau de stations GPS
permanentes a été mis en place
autour de la chaîne des Alpes
occidentales afin d’étudier les
déformations actuelles.
Ainsi, des mesures géodésiques
effectuées depuis 1996 ont montré
que la station permanente de
Calern (GRAS) a subi un
déplacement vers le Sud-Ouest
d’environ 1,7 mm par an par
rapport au reste de France.
Carte de localisation des stations GPS installées autour des Alpes
occidentales. La direction et la valeur de déplacement de 3
stations GPS (ZIMM, TORI, GRAS) sont représentées par une
flèche rouge.
LA COMPLEXITE DE LA TECTONIQUE
En fait, le raccourcissement dans les Alpes est une conséquence de
la poussée de la « botte » italienne sur l’Europe, elle même poussée
par l’Afrique.
Une confirmation de ce mouvement est apportée par la comparaison
de mesures géodésiques faites en 1948 et en 1998 dans l’arrièrepays niçois. Le raccourcissement moyen des Alpes-Maritimes a
dépassé 2 mm par an pendant cette période et se concentre
spatialement au sud du Mercantour.
LES DEPLACEMENTS TECTONIQUES
Des mouvements qui génère des séismes
Les Alpes-Maritimes sont
parmi les zones les plus
sismiques de la chaîne des
Alpes. La sismicité est
principalement concentrée sur
le flanc nord du massif du
Mercantour (Argentera) et sur
la marge nord du bassin
Ligure, près du rivage, jusqu’à
mi-chemin entre la Corse et le
continent.
Carte de sismicité des Alpes Méridionales et du Bassin Ligure.
(Compilation
effectuée
par
le
L.D.G.
en
1993).
La taille des cercles est proportionnelle à la magnitude des séismes.
La carte ci-contre montre que,
dans les 30 dernières années,
les séismes sous la mer sont
souvent de magnitudes plus
importantes qu’à terre (grands
cercles jaunes).
LA CÔTE D’AZUR UNE TERRE DE CONTRASTE
Ce sont ces séismes qui constituent le danger principal dans
notre région. Un séisme sous-marin peut en effet engendrer
non seulement des ébranlements, mais aussi des avalanches
sous-marines et des raz-de-marée.
Des glissements de terrain, provoqués ou non par des
séismes, peuvent aussi se produire à terre, là où les pentes
sont fortes, comme à la Clapière près de Saint-Etienne de
Tinée ou à Roquebilière.
LA DEFORMATION ACTUELLE
Les indices géologiques d’une
déformation récente
Lorsqu’une faille affecte des sédiments
de l’époque Quaternaire (moins de 2
millions d’années), elle est considérée
comme active.
Dans
les
Alpes-Maritimes,
ces
sédiments sont rares. Aussi, 9 failles
actives seulement ont pu être identifiées
par les géologues.
En mer, de nombreuses failles affectent
les sédiments quaternaires au pied de la
marge continentale et sont actives elles
aussi.
Les flèches indiquent le mouvement relatif des blocs
séparés par les failles actives. Les longueurs de ces
failles sont indiquées.
LES FAILLES ACTIVES
Parce que les concrétions calcaires
souterraines sont récentes, la
fracturation et le décalage de
stalactites et de stalagmites dans une
grotte sont des indices d’une faille et
d’une déformation active.
C’est le cas pour cette grotte située
près de l’accident Vésubie-Mont
Férion (faille n°1 sur la carte ). Sur
la photo, le déplacement de part et
d’autre de la faille (en jaune) est de
10 cm environ.
Le
séisme
responsable
du
mouvement de cette faille est
probablement très récent (moins de
15 000 ans).
QUEL NIVEAU DE RISQUE SISMIQUE
SUR LA COTE D’AZUR
Comme dans toute région sismique, l’histoire des séismes
qui ont affecté la Côte d’Azur et son arrière-pays est importante
à connaître pour prévoir les effets des séismes futurs.
Cependant, prédire l’heure et le lieu du prochain séisme reste impossible.
LES SEISMES HISTORIQUES I
Les séismes historiques sur la Côte d’Azur
Deux séismes majeurs ont frappé
notre région au cours du dernier
millénaire : en 1564 et en 1887.
Pour ce dernier séisme, la
magnitude a été estimée à 6,2-6,4.
Par ailleurs, selon des sources
nissardes, italiennes ou françaises
plus ou moins fiables, 13 autres
séismes ont été durement
ressentis par la population depuis
les temps historiques.
.
Depuis le XIV ème siècle, l’intervalle de temps moyen qui sépare ces séismes
majeurs est d’environ 60 ans. Mais les foyers (les lieux de rupture) sont situés
à des distances variables de notre région (voir carte et tableau ci-contre), ce
qui interdit de savoir quelle sera la prochaine zone frappée, à terre ou en mer.
LES SEISMES HISTORIQUES II
Les séismes en Provence et Haute-Provence
Les séismes historiques
de la Côte d’azur ont
leurs foyers situés dans
le Bassin Ligure, la
région de Savona ou
l’arrière-pays
niçois.
Mais la Provence voisine
a aussi connu des
séismes majeurs, comme
celui de Lambesc en
1909, qui ont été
fortement ressentis dans
notre région. La vallée
de la Durance, la région
de Castellane et la vallée
de l’Ubaye sont les
secteurs sismiquement
les plus actifs.
L’OBSERVATION DES SEISMES
Les séismes récents
Depuis les années 1960,
tous les séismes sont
enregistrés par les stations
sismologiques locales. Le
séisme le plus fort a été
enregistré
en
1963
(magnitude 5,9). Il a eu
lieu dans le Bassin Ligure.
Depuis, seuls des séismes
de magnitude inférieure à
5,0 ont été enregistrés.
Certains ont été fortement
ressentis
par
la
population, notamment en
1989 et en 1995.
Enregistrement du mouvement vertical à la station de Saorge lors
du séisme du 21 avril 1995
L’intervalle de temps moyen qui sépare deux
séismes de magnitude supérieure à 4,0 est
d’environ 3 ans. Des séismes de faible
magnitude se produisent donc de façon quasicontinuelle dans notre région.
LA DISTRIBUTION DES SEISMES
Les numéros et couleurs des tableaux
renvoient à l’emplacement des séismes
situés sur la carte ci dessus
LE SEISME LIGURE
Un séisme de référence : le séisme ligure du 23 février 1887
C’était le lendemain du Mardi-Gras et de
la fin du Carnaval à Nice. La population,
épuisée, dormait profondément. A partir de
6h22, trois fortes secousses ébranlèrent la
Côte de Cannes à Gênes.
En Italie, les destructions les plus sévères
et les victimes les plus nombreuses (640
morts et plusieurs milliers de blessés en
Ligurie) furent déplorées à Diano Marina
et Diano Castello près d’Imperia,
Castellaro, Bussana Vecchia et Baïardo
près de San Remo.
Les effets de site ont affecté surtout les
villages de Baïardo (effet topographique),
Bussana Vecchia, Castellaro et Pompeiana
(effet sédimentaire).
LES EFFETS DU SEISME LIGURE I
Un phénomène de liquéfaction
du sol a été observé à Vado
Ligure (nord-est de la carte).
La liquéfaction du sol se
produit au passage des ondes
sismiques qui modifient la
structure des sédiments. Ceuxci se comportent alors un peu
comme des sables mouvants.
En France, 10 morts et environ
60 blessés furent dénombrés.
Les villes et villages les plus
touchés furent Castillon (qui a
du être abandonnée après le
séisme), le Bar-sur-Loup, la
Bollène-Vésubie, Menton et
Nice.
LES EFFETS DU SEISME LIGURE II
A Menton et Nice, des
phénomènes de liquéfaction
du sol furent aussi observés,
provoquant des destructions
près des rivières. Ce fut le
cas à Menton dans le vallon
du Careï, et à Nice dans le
quartier de la gare et près
des boulevards Gambetta et
Victor Hugo.
Le séisme de 1887 semble
être le seul en l’espace de
1000 ans à avoir entraîné
des destructions dans la ville
de Nice.
LA COTE D’AZUR
SOUS SURVEILLANCE SISMIQUE
La localisation des séismes, l’analyse de la propagation des ondes st des
« effets de site » sont des étapes fondamentales du travail de prévention.
Ce travail se base sur les enregistrements du mouvement du sol fournis
par les réseaux sismologiques régionaux.
LES RESEAUX SISMOLOGIQUES
Les réseaux régionaux de surveillance et
d’observation sismique
Les données provenant de quatre
réseaux sismologiques permanents
sont collectées par le laboratoire
Géosciences
Azur
(CNRS/UNSA:UPMC:IRD)
à
Sophia-Antipolis. Ces réseaux sont
financés par le CNRS, l’université de
Nice, le conseil général des Alpes
Maritimes, le conseil régional
P.A.C.A. et le ministère de
l’Equipement. D’autres
réseaux
sismologiques sont gérés par
l’université de Grenoble (SISMALP),
l’université de Genova (DISTER) ou
le Commissariat à l’énergie atomique
(LDG).
Capteurs sismiques de la station de St-Etiennede-Tinée (réseau TGRS). Sur cette photo,le plus
gros capteur mesure les mouvements du sol
(sismomètre), le plus petit l’accélération du sol
(accéléromètre).
UN RESEAU D’OBSERVATION
LE RESEAU TGRS
Le réseau TGRS (Très
Grande
Résolution
Sismologique) enregistre
en continu, avec une
grande
sensibilité,
le
mouvement du sol en trois
points des Alpes-Maritimes
(Calern, Saorge, St-Etienne
de Tinée). C’est un réseau
de recherche qui permet,
en particulier, de mieux
connaître les structures
profondes de la Terre sous
les 3 stations.
UN RESEAU D’ALERTE
LE RESEAU RéNass
Le réseau RéNass (Réseau National
de Surveillance Sismique) est une
fédération de réseaux sismologiques
régionaux. Dans la région niçoise,
un ensemble de 7 stations est en
fonctionnement depuis 1978.
Le réseau permet de suivre, presque
en temps réel, l’activité sismique de
la région avec une grande sensibilité
et une bonne précision. En cas de
séisme important, une alerte est
lancée. Le centre national de
Strasbourg informe alors les
préfectures et les scientifiques
concernés de la localisation et de la
magnitude du séisme.
UN RESEAU POUR MOUVEMENT FORT
LE RESEAU RAP
Le réseau RAP (Réseau
Accélérométrique
Permanent ; Ministère de
l’Equipement, CNRS et
Universités)
enregistre
l’accélération du sol en
fonction du temps lors de
séismes importants (de
magnitude supérieure à 3).
Ces données permettent la
quantification des effets
de site. C’est un outil
fondamental pour les
études dans le domaine de
la prévention sismique et
de l’aménagement du
territoire.
UN RESEAU POUR LA SENSIBILISATION
RESEAU ASTER 06
Le réseau ASTER (ou
sismo des écoles) est
implanté dans un ensemble
d’établissements scolaires
où sont installés des
sismomètres. Ce réseau vise
à sensibiliser les écoliers au
risque sismique, à alimenter
une base de données sur les
séismes et à promouvoir les
activités scientifiques dans
les écoles. Dans les AlpesMaritimes (ASTER 06),
cinq
établissements
participent
au
projet
(Grassa, Valbonne, StEtienne de Tinée, StDalmas de Tende, Menton).
LA NECESSAIRE OBSERVATION EN MER
Mise en place d’un OBS en mer Ligure.
L’OBSERVATION EN MER
Des campagnes sismologiques en mer
sont régulièrement organisées afin de
mieux localiser les séismes dans le
Bassin Ligure. L’enregistrement des
séismes en mer est réalisée grâce à des
capteurs sous-marins appelés OBS
(Ocean Bottom Seismometer).
Les OBS sont mis en œuvre par
Géosciences Azur à l’Observatoire
Océanologique de Villefranche/Mer.
LES RESEAUX SISMOLOGIQUES COMBINES
L’utilisation des réseaux de surveillance sismique et
d’observation sismologique
Application au séisme de Peille (01-11-1999, M = 3,3)
Le 1er novembre 1999, un séisme de magnitude 3,3 a été enregistré
par l’ensemble des stations sismologiques de l’arrière-pays niçois.
Les sismogrammes et les accélérogrammes ont été transmis par radio à
Sophia-Antipolis.
L’ANALYSE DES ENREGISTREMENTS
La détermination des effets de site
Les accéléromètres du réseau RAP
enregistrent la réponse du sol au passage
des ondes sismiques dans différents
quartiers de Nice et à Menton. Les
données issues du séisme de Peille
(tableau ci-dessus) sont en cours de
traitement. L’objectif de ces études est de
mieux prévoir, quartier par quartier, les
effets de séismes plus importants.
Composante Nord-Sud des accélérogrammes obtenus par
les 6 stations du réseau RAP le 1er novembre 1999, à
17h22’. L’un des sites enregistré le séisme avec une plus
forte amplitude que les autres (effet de site).
LA LOCALISATION DU SEISME
La localisation du séisme
Parmi les nombreuses ondes
sismiques enregistrées par les
capteurs sismiques, les plus
caractéristiques sont l’onde P, qui
arrive en premier (la plus rapide), et
l’onde S qui suit quelques secondes
après.
L’ébranlement se produisant en
profondeur et se propageant vers la
surface, l’onde P est bien repérée
sur les composantes verticales du
sismogramme et l’onde S sur les
composantes horizontales (voir cicontre la station BOR – Mont
Boron).
LE PRINCIPE DES ABAQUES
Pour chaque station, la différence
de temps d’arrivée entre les ondes
P et les ondes S (Ts-Tp) nous
renseignent sur la distance entre
cette station et le site du séisme.
Composante verticale des sismogrammes relevés sur
6 stations de différents réseaux (RéNaSS : MVIE,
TOUF; TGRS : SAOF, CALF; RAP : MEN, BOR)
lors du séisme de Peille.
Localisation de l’épicentre du séisme de Peille (étoile).
Les cercles de couleurs centrés sur une station
représentent la distance station-séisme, obtenue à partir
des différences de temps d’arrivée (Ts-Tp). Elles ont été
mesurées pour 6 stations sismologiques (cercles). Les
couleurs des cercles sont les mêmes que le site de la
station et le sismogramme correspondant.
QUELS RISQUES DE TSUNAMIS SUR
LA COTE D’AZUR ?
Dans les temps historiques, la Côte d’Azur a rarement été affectée par des
raz-de-marée (tsunamis). A l’exception de l’événement de 1979 (vague
associée à un glissement sous-marin près de l’aéroport), les dégâts furent
d’ampleur limitée. Le risque de tsunami semble donc faible sur le littoral
azuréen.
LE TSUNAMI
Les tsunamis, conséquences de séismes en mer
Les variations du niveau de la mer estimées sur
18 sites autour du Bassin Ligure après le séisme
du 23/02/1887.
Des mouvements anormaux de la mer
sur la côte ligure et le littoral azuréen
ont été observés après certains
séismes historiques majeurs, comme
ceux de 1564, 1818 et surtout 1887.
Pour ce dernier séisme, les variations
du niveau marin ont été reconstituées,
à partir de témoignages, en 18 points
du littoral des Alpes-Maritimes et de
la Ligurie.
L’EVALUATION DE LA VAGUE
Les variations absolues du niveau marin ont atteint 3 mètres à Antibes et à
Cannes. Elles ont été moins importantes ailleurs. Le premier mouvement de
la mer a été un retrait. Ce retrait a été observé à Gênes 24 minutes après le
séisme, et à Nice 4 minutes plus tard. Il fut suivi d’une remontée du niveau
de la mer plus ou moins importante selon les sites, mais sans vague
déferlante.
Dans certains sites, comme à Loano et Imperia, l’abaissement du niveau de
la mer est devenu permanent, tandis que des variations provisoires dans la
largeur des plages ont été signalées le long de la côte entre San Remo et
Imperia.
Ce raz-de-marée ne causa pas de dégâts importants ni de victime sur
l’ensemble du littoral concerné. Or, le séisme responsable fut le plus violent
des 1000 dernières années. Le risque d’un tsunami meurtrier sur le littoral
azuréen est dons faible.
Il reste qu’un déferlement de la vague provoquée par un séisme est toujours
possible.
LE GLISSEMENT DE 1979 I
Les tsunamis, conséquences de glissements sous-marin :
le glissement sous-marin de l’aéroport de Nice (1979)
Le 16 octobre 1979, à 13h54, la mer se
retire brusquement de plusieurs mètres sur
une portion de côte de 60 km environ, entre
Cannes et Menton. Ce retrait est suivi à
13h58 par l’effondrement sous la mer d’une
partie du chantier du nouveau port de Nice,
emportant les personnes présentes au
moment de l’accident et le matériel situé
sur la digue en construction.
A 14h02, le niveau de la mer remonte et
provoque des dégâts, notamment à Antibes.
La vague la plus importante dépasse 3m de
hauteur au port de la Salis, à 2km au sud
d’Antibes. Ce n’est qu’à minuit que le
niveau de la mer redevient normal.
Carte montrant le trajet suivi par le glissement
sous-marin du 16 octobre 1979, qui mobilisa
au total 100 millions de m3 de sédiments le
long de son parcours. Ce matériel, en glissant
vers la plaine abyssale, suivit le trajet du
canyon du Var et provoqua la rupture de deux
câbles de téléphones sous-marins.
LE GLISSEMENT DE 1979 II
QUE S’EST-IL PASSE ?
Au large de l’aéroport,la plate-forme sousmarine est constituée, entre 5 et 20 m de
profondeur,
d’une
accumulation
de
sédiments apportés par le Var (en orange sur
la carte). Ces sédiments, peu consolidés
(vases, sables), sont entaillés par plusieurs
ravins (en gris) qui rejoignent le canyon
sous-marin du Var vers 1000 mètres de
profondeur.
Carte de la répartition des sédiments (delta sous-marin du
Var et rides sédimentaires associées) et des canyons sousmarins au large de l’aéroport de Nice.
Le 16 octobre, à quelques dizaines de mètres du rivage, un glissement sous-marin
mobilisa ces sédiments meubles sur une épaisseur d’environ 50 m. Aujourd’hui, on
considère que l’effondrement initial concerna environ 10 millions de m3. Il
provoqua un abaissement local de 3 m du niveau de la mer. L’émersion qui en
résulta entraîna la déstabilisation de la partie la moins profonde de la plate-forme et
la rupture de la digue en construction.
LE GLISSEMENT DE 1979 III
UN TEL PHENOMENE PEUT-IL SE REPRODUIRE ?
Oui, mais il n’est pas fréquent. Un raz-de-marée, probablement associé à
un glissement sous-marin, a été observé le 25 janvier 1576. Plusieurs
galères s ’écrasèrent alors sur les rochers de Villefranche et de Monaco
tandis que la mer s’engouffrait dans la cité même de Villefranche.
Aujourd’hui, ce risque est évolué par des études en mer (surveillance au
large de l’aéroport, inventaire des zones sédimentaires instables) et en
laboratoire (modélisation analogique et numérique des glissements sousmarins et des tsunamis associés).
LES CRUES ET LES DECRUES DE
L’OCEAN GLOBAL
Elles sont dues soit à un changement de volume des bassins océaniques
(c’est le contenant qui change), soit à un changement de volume de l’eau
océanique (c’est le contenu qui change).
LE NIVEAU DES MERS
Les changements de volume des bassins
océaniques
L’espace occupé à la surface
du globe par la croûte
continentale et par la croûte
océanique a peu varié depuis
200 millions d’années. En
revanche, la surface des
terres émergées a beaucoup
changé en raison du
débordement de l’océan sur
le continent.
Pourquoi ?
Une expansion rapide correspond à une dorsale océanique volumineuse et
débordement de l’océan par suite de la diminution du volume du bassin.
Une expansion lente correspond à une dorsale océanique étroite et retrait de
l’océan, en raison de l’accroissement de volume du bassin.
L’EUSTASIE OU L’EVOLUTION DU NIVEAU DES OCEANS
Au Crétacé, il y a 100 à 75 millions d’années, la dérive des
continents et l’expansion océanique ont été très rapides. L’océan a
débordé et la mer de la Craie a recouvert le Bassin de Paris.
Depuis cette époque, l’océan global est en décrue. Mais les
variations absolues du niveau de la mer ont parfois été brutales.
Au Quaternaire notamment, les actions climatiques ont ajoutées
leurs effets aux variations de volume de la dorsale océanique, en
provoquant une retenue d’eau dans les calottes glaciaires.
LE VOLUME D’EAU DES OCEANS
Les changements de volume des eaux océaniques
au cours des deux derniers millions d’années
(quaternaire)
Au Quaternaire, la Terre a connu une succession de périodes glaciaires et
interglaciaires. A chaque période glaciaire, une partie significative du
volume d’eau océanique est retenue dans les calottes glaciaires,
principalement aux pôles, mais aussi sur les chaînes de montagnes. En
outre, la température de l’océan global diminue, ce qui entraîne sa
contraction. Ainsi, lors de chaque glaciation, le niveau de l’océan global
diminue, ce qui entraîne sa contraction. Ainsi, lors de chaque glaciation, le
niveau de l’océan baisse d’une centaine de mètres ou davantage.
LA MISE EN EVIDENCE DE LA VARIATION DU NIVEAU DE LA MER
Schéma de terrasses étagées de la plus ancienne (1)
au lit actuel du fleuve (3). Au cours de son évolution,
la vallée s’est creusée (stades V1, V2, V3).
Photographie de la terrasse de la Lanterne, à Nice.
Cette terrasse, constituée de galets, est datée
d’environ 2 millions d’années. C’est la plus ancienne
des terrasses du Var, située à 150 mètres d’altitude.
Lorsque le niveau de la mer baisse, les fleuves incisent leurs vallées près de
leurs embouchures. Au contraire, quand ce niveau monte, la basse vallée est
ennoyée et remblayée par des sédiments. Dans notre région, le soulèvement des
Alpes donne lieu à un étagement de « terrasses » alluviales, les plus hautes
étant les plus anciennes.
LA VARIATION GLACIAIRE
Les variations du niveau marin au cours des 100 000
dernières années
Le dernier cycle glaciaire-interglaciaire a
débuté il y a 110 000 ans environ. La glaciation
a atteint son maximum il y a 18 000 ans.
D’énormes calottes glaciaires recouvraient
alors le nord de l’Europe et le niveau de la mer
était à 120 m en dessous du niveau actuel.
Depuis, en raison du réchauffement climatique,
les calottes glaciaires ont fondu et le niveau de
la mer est remonté. Dans notre région, cette
remontée a eu pour effet d’ennoyer l’entrée et
une partie de la grotte Cosquer, près de
Marseille. Il y a 20-25000 ans, les hommes
préhistoriques pouvaient pénétrer dans la grotte
et y peindre leurs fresques. Puis la mer, en
remontant, a interdit l’accès de la grotte jusqu’à
sa découverte récente (1991).
Carte de l’Europe lors du dernier maximun
glaciaire il y a 18 000 ans.
LA VARIATION RECENTE DU NIVEAU MARIN
Les variations du niveau marin depuis 30 000 ans en
Méditerranée et ses conséquences sur l’accès à la grotte
Cosquer.
Coupe schématique de la grotte Cosquer, localisée près
du Cap Morgiou, dans les calanques marseillaises.
LA MONTEE DU NIVEAU DE LA MER
DEPUIS DEUX SIECLES
L’enregistrement continu des variations du niveau de la mer depuis deux
cents ans montre une élévation associée à l’augmentation de la
température moyenne à la surface du globe. Les activités de l’homme
semblent jouer un rôle dans ce phénomène, qui risque de s’amplifier au
cours du XXIe siècle.
LE NIVEAU MARIN RECENT
La montée des eaux aux XIXe et XXe siècles
Les variations récentes du niveau de la mer sont mesurées tout autour de la planète
par de marégraphes, parmi lesquels ceux de Brest (depuis 1810) et de Marseille
(depuis 1887), ou par des satellites altimétriques, comme Topex-Poséidon (depuis
1992). Ces données indiquent une élévation du niveau de la mer d’environ 1,5 à 2
mm par an, sans accélération récente.
Courbes des variations du niveau de la mer mesurées par les marégraphes de Marseille et
Brest ainsi que le par le radar embarqué sur le satellite Topex-Poséidon. Ces mesures ont été
corrigées des variations saisonnières.
L’AUGMENTATION DE LA TEMPERATURE
Depuis le début de la révolution industrielle, il y a 200 ans, la température,
comme le niveau marin, s’élève progressivement. Il en résulte, d’une part, une
fusion de certaines calottes glaciaires et des glaciers de montagne, qui apporte
de l’eau supplémentaire à l’océan et, d’autre part, une augmentation du volume
des eaux océaniques par suite de leur dilatation thermique.
Evaluation, au cours du dernier millénaire et dans
l’hémisphère nord, des écarts de température par
rapport à la moyenne des températures estivales des
années 1961-1990 (20,5°C). On remarque que la
moyenne des années 1961-1990, qui sert de référence,
est supérieure à toutes celles des années précédentes,
ce qui montre un réchauffement récent.
Evaluation, entre 1856 et 1998, des écarts de
température par rapport à la moyenne mondiale des
températures des années 1961-1990 (14,0°C). On
remarque que depuis 1990, la température moyenne
annuelle s’est déjà élevée de 0,3°C.
LE RECUL DES GLACIERS
Le village et le glacier d’Argentières, d’après une gravure de la fin du XIXe siècle et une
photographie prise en 1999. En cent ans, le glacier d’Argentières a reculé d’environ 3
kilomètres sur ses 10 km de longueur.
LE RECHAUFFEMENT CLIMATIQUE
Cette montée des eaux est corrélée avec un
réchauffement climatique.
Pourquoi un tel réchauffement ?
Les astronomes ont montré assez logiquement que la Terre est mieux
ensoleillée pendant les périodes inter-glaciaires que pendant les périodes
glaciaires. Or, ils montrent aussi que l’insolation de notre planète diminue et
ne recommencera à croître que dans 5000 ans. Et pourtant le climat se
réchauffe.
C’est que les activités de l’homme ajoutent leurs effets aux phénomènes
d’origine astronomique, en favorisant l’effet de serre.
Dans une serre, l’énergie thermique reçue du Soleil est « emprisonnée » entre
le sol et les vitres. Sur la Terre, les vitres sont remplacées par l’atmosphère
chargée de vapeur d’eau, de gaz carbonique (CO2) et, dans une moindre
proportion, d’autres gaz comme le méthane (CH4)
LA VARIATION DU GAZ CARBONIQUE
Evaluation des concentration de
gaz carbonique dans l’air, en
parties par million, de l’an mille à
l’an 2000.
L’ACTIVITE HUMAINE, CAUSE DE CETTE AUGMENTATION
Or, les activités de l’homme
moderne produisent des quantités
de CO2 et de CH4 sans cesse
croissantes, qui sont en grande
partie rejetées dans l’atmosphère.
En particulier, la concentration en
gaz carbonique dans l’atmosphère
a augmenté de 25% depuis le
début de l’ère industrielle, et
continue à croître de 0,5% par an.
Ces gaz d’origine anthropique
sont probablement responsables
de
l’augmentation
de
la
température par effet de serre.
Les puits de pétrole en feu du Koweit, incendiés par
l’armée irakienne lors de la guerre du golfe en 1991, ont
dégagé d’énormes quantités de gaz carboniques dans
l’atmosphère. Toutefois, ces rejets n’ont constitué que
3% de la quantité de gaz polluants rejetés par l’homme
cette année là.
LA MER QUI RECULE …
Aux embouchures des fleuves et sur les côtes basses à vasières, le
déséquilibre entre les apports sédimentaires et la force érosive des vagues
peut provoquer un ensablement du littoral. Ce recul de la mer est parfois
désiré (Pays-Bas), parfois redouté (Mont-Saint-Michel).
LES EFFETS DE CETTE VARIATION
La progression du delta de la Medjerda (Tunisie)
Dans la plupart des régions côtières
de Tunisie, la côte recule. La plaine
deltaïque de la Medjerda est
l’exception la plus spectaculaire.
Cette plaine occupe la place d’un
ancien golfe marin, au fond duquel
a été fondé au Xe siècle avant J.C.
le port carthaginois d’Utique.
Aujourd’hui, les vestiges d’Utique
sont situés à 12 km de la côte et ce
sont 450 km² de terrain qui ont été
gagnés sur la mer depuis 3000 ans.
Photographie de la région de Tunis, obtenue depuis la
navette spatiale (mission STS 96, 1999). On y distingue le
lit actuel de la Medjerda et le trait de côte. Le tracé
probable d’une partie du littoral à la fin de l’Antiquité est
également représenté.
LA PROGRESSION DU DELTA
Pourquoi la plaine deltaïque avance-t-elle ?
La progression du delta de la Medjerda
est une conséquence du déséquilibre
entre la charge sédimentaire apportée par
ce fleuve de 460 km de longueur et la
force érosive de la houle en
Méditerranée. La déforestation en amont
du fleuve depuis plus de 5000 ans
favorise l’érosion du sol, et constitue
ainsi le facteur le plus important de ce
déséquilibre.
Le remblaiement de la baie d’Utique s’est effectué du
sud vers le nord tandis que le fleuve effectuait une
migration dans le même sens.
Sous l’effet de cet envasement, le port d’Utique cessa
d’être actif vers le VIIe siècle après J.C.
Evolution de la baie d’Utique depuis 5000 ans.
La configuration du delta il y a 100 ans (dernier panneau ci-dessus) est différente
de la photographie récente ci-dessus. Le lit de la Medjerda a changé depuis un
siècle : en effet, en mars 1973, lors d’une crue exceptionnelle, la Medjerda s’est
établie dans un chenal au tracé plus méridional que le cours antérieur.
LES POLDERS
Un pays gagné sur la mer : les Pays-Bas
La politique des Pays-Bas vis-à-vis des
vasières littorales (Wadden) a été, du
Moyen-Âge jusqu’à la fin de ce siècle,
de conquérir ces terres afin de les
rendre cultivables et habitables. Ainsi,
ce sont près de 8000 km² (20% du
territoire national) qui ont été conquis
sur les eaux grâce à la construction de
2800 km de digues.
Les principaux ouvrages de défense des
Pays-Bas contre les assauts de la Mer du
Nord. Les digues protègent les réservoirs
d’eau douce et les polders (zones conquises
sur la mer puis drainées) contre les marées
et les tempêtes.
LE RESPECT DU LITTORAL
Aujourd’hui, aux Pays-Bas comme
partout en Europe, la priorité est de
préserver le littoral. Ainsi, le projet
d’assèchement du Markerwaard, au
sud-ouest de l’Ijsselmeer, a été
définitivement abandonné en 1991.
Par contre la protection des terres
situées au-dessous du niveau de la
mer (-7 mètres par endroits), est à
l’origine
de
grands
travaux
(barrages anti-tempêtes, création de
nouvelles digues, renforcement des
digues existantes).
La digue d’Afshuitdjik, vue vers le nord-est. A gauche, la
Mer du Nord, à droite, l’Ijsselmeer.
LE MONT SAINT-MICHEL
L’ensablement de la baie du Mont Saint-Michel
Depuis plusieurs millénaires, la
Baie du Mont-Saint-Michel subit
un
colmatage
lié
aux
interventions
de
l’homme
demandeur de nouvelles terres
agricoles. La dynamique des
courants côtiers a été perturbée et,
de nos jours, ce colmatage se
poursuit au rythme de 1,5
millions de m3 par an. Le
Couesnon s’est envasé et les prés
salés (herbus pâturés par les
moutons) ont progressé jusqu’à
moins de 500 m de remparts du
Mont-Saint-Michel (schéma cicontre).
La progression des herbus au XXe siècle dans la Baie du
Mont-St-Michel.
L’EVOLUTION DU LITTORAL PRES DU MONT SAINT-MICHEL
Pendant des siècles, les vasières
littorales ont été perçues comme des
milieux hostiles mais qui, par
poldérisation, pouvaient fournir de
nouvelles et bonnes terres agricoles.
Au XVIIIe et XIXe siècles et
jusqu’à la seconde guerre mondiale,
la conquête de ces milieux littoraux
s’est accélérée. Dans la baie du
Mont-Saint-Michel, les polders se
sont multipliés (schéma ci-contre).
La construction d’une digue, qui
devait opérer la jonction depuis la
Roche-Torin jusqu’aux polders de
l’Ouest, en passant par le MontSaint-Michel, a même débuté en
1860. Mais, cet ouvrage n’a jamais
été terminé, et sa destruction a
commencé en 1983.
La poldérisation de la baie du Mont-Saint-Michel au
cours des XXe siècles.
En quelques décennies, le rapport des
sociétés humaines à leur cadre naturel a
beaucoup changé. Aujourd’hui, des
études sont même engagées pour tenter
de rétablir l’insularité du Mont, haut
lieu touristique et culturel.
… ET LA MER QUI GAGNE
L’élévation inexorable du niveau de la mer laisse prévoir un recul général de la
ligne de rivage. Les côtes rocheuses, les côtes sableuses et les zones deltaïques
sont fragiles et, en certains points, sont soumises à une érosion rapide.
LE LITTORAL RECULE
L’érosion des falaises
La falaise située au sud d’Etretat, dans le pays de Caux,
un jour de tempête.
Les falaises montrent de manière
spectaculaire la puissance d’érosion
des côtes par la mer. Celle-ci sape le
pied des falaises, qui finissent par
s’écrouler.
Ces
reculs
sont
irréguliers et résultent souvent de la
conjonction de fortes tempêtes et de
précipitations importantes : la
circulation de l’eau de pluie dans
des roches fracturées contribue en
effet à fragiliser les roches exposées
aux assauts de la mer.
La vitesse de recul dépend de la résistance des roches à l’érosion. Ainsi, les
falaises de craie friable du pays de Caux reculent de 30 cm par an en moyenne.
LA STABILISATION DU LITTORAL
Sur la côte des Basques (photo cidessus) à Biarritz, la falaise, de
40 à 50 mètres de hauteur, est
taillée dans des formations
calcaires
et
marno-calcaires
tendres. La falaise recule par
glissements
successifs
à
l’occasion de fortes pluies (photo
en haut à droite).
Pour contenir les glissements et
protéger les maisons construites en
haut de la falaise, l’escarpement a été
reprofilé, drainé et corseté par des
murs de béton. Enfin, une digue a été
construite au pied de la falaise pour
briser la force des vagues.
Sur la côte d’Azur, le recul des
falaises est limité, notamment en
raison de la nature résistante des
terrains, et de l’absence de grandes
marées en Méditerranée.
L’EROSION SUR LE LITTORAL ET LE DEFICIT FLUVIATILE
L’érosion des plages
Le sable ou les galets de plages ont
deux origines principales :
1- L’héritage. C’est le cas de la plupart
des plages de l’Atlantique et de la
Manche, construites aux dépens de
dunes anciennes, mises en place à la
fin de la dernière glaciation. Le stock
de sable disponible sur ces plages n’est
donc pas renouvelable.
La plage de Nice est un bel exemple de rivage en
recul. Les tempêtes d’hiver entraînent les galets
vers le large alors que le Paillon ne compense plus
ces pertes par des apports nouveaux. Chaque
année, environ 20 000 m3 de galets doivent être
répandus sur la plage pour assurer son
rechargement.
2-Les apports fluviatiles. Dans notre
région,
l’Argens
par
exemple
transporte du sable arraché aux
micaschistes des Maures, tandis que le
Var ou le Paillon apportent des galets
pris aux terrains calcaires ou gréseux
de l’arrière-pays niçois.
LES APPORTS FLUVIAUX
Or, la régulation des cours d’eau par
l’homme a fortement diminué les
apports fluviatiles à la côte. Ainsi,
on estime que 96% de la charge
solide de l’Ebre, en Espagne,
n’arrive plus à la mer aujourd’hui.
De la même manière, le delta du Nil
a cessé d’être alimenté depuis que le
fleuve est privé de ses grandes crues
annuelles par le barrage d’Assouan,
construit entre 1960 et 1968.
La
diminution
des
apports
fluviatiles sous l’effet de la
régularisation des cours d’eau
(barrages, seuils) est en grande
partie à l’origine du recul de 70%
des plages dans le monde.
Vue satellite du lac Nasser et du haut-barrage d’Assouan.
LA DERIVE LITTORALE
Les côtes sableuses ne sont pas
seulement attaquées de front par
la mer. Le déferlement oblique de
la houle et les courants parallèles
au rivage entraînent le sable ou
les galets dans la direction du
courant dominant. C’est le
phénomène de la dérive littorale.
Sur la côte aquitaine, l’érosion littorale
provoque à la fois un recul du trait de côte et
une migration du sable vers le Sud.
LES AMENAGEMENTS DU LITTORAL
Des structures lourdes ont été mises en place sur le littoral azuréen pour retenir les sédiments (épis, brise-lames).
Les épis sont de courtes digues perpendiculaires à la côte, qui freinent la dérive littorale du sable ou des galets
sans l’arrêter. Sur la plage de Cagnes-sur-mer les galets, qui cheminent vers l’Ouest sous l’effet des tempêtes de
vent d’Est, s’accumulent sur le versant Est des épis (photo ci-contre). Sur le versant Ouest des épis au contraire
(photo ci-contre), les galets ne sont pas renouvelés et la plage s’érode. Ce phénomène s’observe également le
long de la promenade des Anglais, à proximité de l’aéroport.
Les installations portuaires, les dégâts causés aux herbiers sous-marins et le
dragage des chenaux de navigation contribuent aussi à fragiliser les rivages
sableux en modifiant les transits sédimentaires littoraux et en augmentant la
profondeur d’eau, ce qui supprime le freinage de la houle à l’approche de la côte.
RIVAGES VULNERABLES…
Sur les côtes basses, les évolutions de la ligne de rivage peuvent être très
rapides. C’est le cas de certains deltas et des îles-barrières après une tempête
ou un cyclone. L’exploitation intensive du sol et du sous-sol par l’homme
accélère le recul de certains rivages.
LES ÎLES-BARRIERES
Menaces sur les îles-barrières
13% des côtes du monde sont doublées, au large, par de longues îles qui
protègent la terre ferme contre les assauts de la mer. Ce sont les îles-barrières,
constituées de larges plages de sable et d’une végétation plus ou moins
abondante.
Dans le Golfe du Mexique, ces îles sont régulièrement traversées par des
cyclones tropicaux dévastateurs, qui modifient leur forme et provoquent leur
déplacement, leur réduction et parfois leur disparition. Ce phénomène naturel
est amplifié par l’élévation progressive du niveau de la mer, et par la réduction
de la charge solide du Mississipi, depuis que celui-ci a fait l’objet de travaux
de régularisation, en particulier par la construction de barrages.
La côte reçoit ainsi de moins en moins de sable, et l’affaissement naturel du
delta sous le poids de ses propres sédiments n’est plus compensé par des
apports nouveaux. D’autre part, cet affaissement est augmenté par l’extraction
locale d’hydrocarbures, qui accroît la compaction des terrains.
LES ÎLES DE LA CHANDELEUR
Sur les îles de la Chandeleur (photo cicontre) ne sont pas encore menacées de
disparition, les Iles Dernières, au sud de la
Louisiane, sont condamnées à disparaître
d’ici 25 ans. La disparition de ces îles aura
pour effet d’exposer davantage aux actions
de la mer les terres humides situées sur le
continent et d’accélérer leur érosion.
Deux photographies montrant la
destruction de la plus septentionale des
îles de la Chandeleur, et l’isolement de
son phare, après le passage du cyclone
Georges sur le golfe du Mexique les
26 et 27 septembre 1998.
L’ENFONCEMENT DE LA CITE DE VENISE
L’affaissement de la lagune
de Venise et du littoral de
l’Emilie-Romagne
« Acqua Alta » sur la place St-Marc à Venise en
1998.
Certaines côtes basses de Méditerranée
s’affaissent rapidement, en raison de
l’importance des interventions humaines.
Ainsi, l’enfoncement de la cité de Venise
(plusieurs dizaines de cm depuis un siècle)
a pour cause principale l’exploitation
intensive des nappes d’eau douce de la
plaine du Pô, qui accélère la compaction
des terrains.
Une conséquence de cet affaissement est
l’augmentation de la fréquence des « acqua
alta », c’est à dire de l’inondation de la
place Saint-Marc, ce qui arrive en cas de
grande marée et de basses pressions
atmosphériques, lorsque le niveau de la mer
s’élève de 1,1 m par rapport à la moyenne
(photo)
LA SUBSIDENCE DECLENCHEE
Plus au sud, en Emilie-Romagne
(région de Ravenne), le littoral
subit un recul généralisé depuis
1950.
Cette
dégradation
s’explique par la diminution des
apports solides du Pô, et surtout
par l’exploitation des eaux
souterraines et des hydrocarbures. Ainsi, près de Ravenne,
l’affaissement du sol a été
d’environ un mètre en 50 ans
(graphique ci-contre), et le recul
de la côte de 210 mètres entre
1957 et 1991.
Mesures et prévisions de l’affaissement du sous-sol en deux
sites du littoral d’Emilie-Romagne.
L’EVOLUTION ATTENDUE
Plusieurs scenarii d’évolution du trait de
côte de l’Emilie-Romagne ont été proposés
par les scientifiques. Le scénario le plus
pessimiste est présenté sur la carte.
Situation prévisible du littoral nordouest adriatique en 2100.
L’EVOLUTION DU DELTA DU RHÔNE
Les évolutions saisonnières du delta du Rhône
Lors de périodes de crues, les fines particules en suspension apportées par
le Rhône vont alimenter son delta sous-marin, tandis que les particules
sableuses vont engraisser les terrains situés près de son embouchure. Lors
de tempêtes, les sédiments sableux sont remobilisés et la ligne de rivage est
modifiée.
L’EVOLUTION DU DELTA DU RHÔNE
Les tempêtes n’ont pas que des effets négatifs. Ainsi, en régime normal, la
plage Napoléon se rétrécit tandis que la flèche de la Gracieuse s’engraisse.
Or, après les tempêtes de novembre et décembre 1994, et sous l’effet de la
houle et de vents contraires, la plage Napoléon s’est engraissée alors que la
partie centrale de la flèche de la Gracieuse a subi une érosion (graphique de
gauche). Au contraire, lorsque la houle et les vents cumulent leurs effets
(graphique de droite), la tendance est davantage à l’érosion.
Evolution du bilan
sédimentaire (apportsérosion) sur les plages
situées à l’est de
l’embouchure
de
Rhône,
après
les
tempêtes de novembredécembre
1994 (à
gauche) et janvier 1995
(à droite).
… ET REPONSE DE L’HOMME
FACE AU DANGER
Au XXIe siècle, l’homme devra faire face à l’élévation continue du niveau
marin, et aux effets agravés des activités humaines sur le littoral. Pour relever
ce défi, une politique de gestion rationnelle de la bande côtière et une
prévention améliorée des risques naturels sont indispensables.
L’EVOLUTION DE LA LIGNE DU RIVAGE
Comment changera la ligne de rivage au cours du
XXIe siècle ?
Les scientifiques prévoient que la
température moyenne à la surface
de la Terre augmentera de 14°
aujourd’hui à 16-18° à la fin du
XXIe siècle. Dans le même temps,
le niveau moyen des mers pourrait
s’élever de 50 cm. Toutefois,
certains modèles climatiques plus
pessimistes prévoient une montée
des eaux supérieure à 1,2 mètres.
LE TRAIT DE CÔTE EVOLUE
La remontée des eaux océaniques est
très lente à l’échelle de la vie d’un
homme. Toutefois des événements
catastrophiques peuvent rompre des
équilibres précaires, et rendre visible
une évolution inéluctable. C’est le cas
des inondations brutales, déclenchées
par de tempêtes exceptionnelles et par
la destruction des digues naturelles ou
artificielles qui protègent les côtes
basses.
Les Bas-champs picards, au Sud de la Baie de Somme,
une zone littorale basse où les inondations
catastrophiques sont possibles.
En France, certaines côtes basses ont
été envahies après les tempêtes
d’octobre 1987, février 1990 et
décembre 1999.
LES DISPARITIONS ATTENDUES
Tuvalu, un petit archipel du Pacifique, recherche une
terre d’accueil pour ses 10 000 habitants. Sa capitale,
Funafuti, a subi une marée en mars 2000 qui a atteint
3,2 m au-dessus du niveau de la mer, alors que le point
le plus haut de l’archipel n’est qu’à 4,5 mètres
d’altitude.
Certains atolls du Pacifique,
les zones deltaïques comme
celles du Gange en Inde et au
Bangladesh et les polders
européens
sont
particulièrement menacés. En
revanche, la Côte d’Azur, où
les
reliefs
plongent
directement dans la mer, est
moins exposée à ce danger.
LES DISPOSITIONS ACTUELLES ET LES ENJEUX
La prévention des risques et l’aménagement du littoral
Carte de localisation des
principales villes autour
du Bassin Méditerranéen
(Mer Noire comprise)
Le complexe touristique des
« pyramides » à la GrandeMotte
(département
du
Gard).
Sur le pourtour de la Méditerranée, comme sur
beaucoup de régions littorales dans le monde, la
population est de plus en plus nombreuse. La forte
urbanisation de certains secteurs (carte ci-contre) et
le développement du tourisme (photo) nécessitent
une gestion globale et durable du littoral, qui doit
notamment prendre en compte les risques naturels.
LES DISPOSITIONS LEGALES
1-L’information
préventive
des
populations. Des dossiers Départementaux
des
risques
Majeurs
(DDRM), prévus par la loi du
09/11/1994, et complétés par des
Dossiers Communaux Synthétiques
(DCS), sont établis par l’Etat et
communiqués aux maires, à charge pour
eux d’informer les populations.
2-Réalisation de PPR (Plans de
Prévention des Risques naturels), qui
sont prévus par la loi n° 95-101 du
02/02/1995. Le PPR, qui s’applique aux
communes, aboutit à leur classement en
3 zones selon le degré de risque
(blanche, bleue et rouge), assorti de
prescriptions et d’interdictions.
En France, la politique de
prévention des risques naturels
s’articule autour de 3 points :
Champ d’inondation approximatif dans la basse vallée de la
Siagne le 12 janvier 1996 (à gauche) et risque d’inondation
(PPR) sur la commune de Mandelieu-la-Napoule (à droite)
LES ALPES MARITIMES
Dans la zone littorale des Alpes-Maritimes, les PPR déjà approuvés
concernent le risque inondations (voir l’exemple ci-contre de la Siagne pour
la commune de Mandelieu) et le risque feux de forêts. Le risque séismes et
le risque mouvements de terrain et érosion sont en cours d’évaluation.
3- Des expropriations dans des
zones jugées particulièrement
dangereuses
peuvent
être
nécessaires si les mesures de
prévention ou d’alerte sont
insuffisantes pour assurer la
sécurité des personnes et des
biens face au risque de grande
ampleur.
Le développement durable du littoral implique une coopération permanent entre
élus, usagers de l’espace et scientifiques. Parmi ces derniers, le spécialiste des
Sciences de la Terre est chargé d’analyser les phénomènes géologiques qui
affectent les rivages, d’évaluer le risque de catastrophe naturelle (aléa) et d’estimer
les enjeux humains associés (vulnérabilité).
CREDITS PHOTOGRAPHIQUES
•
Images de Kobe et d’Indonésie : NOAA – site web http://www.ngdc.noaa.gov/seg/fliers/se-0801.shtml#eqslides; Cliché du Monts-St-Michel :
site web désactivé; Cliché des falaises d’Etretat : site web http://www.etretat.com; Cliché de Pillow-lavas : NOAA photo library – site web
http://www.photolib.noaa.gov; Cliché de Péridotite : ODP.Tamu.edu; Cliché du Mercantour : Olivier Sardou, Géosciences Azur – site web
http://www.photolib.noaa.gov; Carte du Bassin Ligure : Jacques Déverchère, Géosciences Azur; Clichés du Mont-St Hélens : USGSCascades Volcano Observatory – site web http//www.photolib.noaa.gov; Carte du Bassin Ligue : Jacques déverchère, Géosciences Azur;
Photos satellites du Rift Est-Africain et de la Mer Rouge : NASA Photo Gallery; Coupe et carte du Bassin Ligure : Nadège Rollet,
Géosciences Azur; Carte en relief de la Terre : NOAA – site web http://www.ngdc.noaa.gov.seg/topo/globe.shtml; Photo satellite d’Izmit :
EURIMAGE – site web fourni par Nicole Béthoux, Géosciences Azur; Clichés de la Cypress Highway : USGS – site web
http://wrgis.wr.usgs.gov; Cliché du Nord –Chili : Tony Monfret, Géosciences Azur; Cliché d’El-Asnam : fourni par Nicole Béthoux,
Géosciences Azur. Clichés de la cypress Highway : USGS – site web http : //wrgis.wr.ugs.gov ; Clichés de Baïardo : Olivier Laurent,
Géosciences Azur ; Cliché de Santorin : site web http : //www.geo.aau.dk/palstrat/tom ; Gravure de Lisbonne : Eartquake ngineering
Earthquake Center, University of California, Berkeley – site web http://www.eerc.berkeley.edu/kozak ; Clichés de tsunami à Hawaï : NOAA
– site web http : //www.ngdc.noaa.gov/seg/fliers/se-0801.shtml #eqslides. Schéma GPS, cliché d’un GPS et carte de Californie du Sud : Eric
Calais, Géosciences Azur ; Données GPS (station WIDC) : Southern California Intergrating GPS Network – site web http : //wwwsocal.wr.usgs.gov/scign/Analysis ; Cliché de Nouvelle-Zélande : I.G.N.S. – Nouvelle Zélande ; Cliché du Mont Huesti : Olivier Laurent,
Géosciences Azur ; Cliché du Canada : Comission Géologique du Canada – site web http://sts.gsc.rucan.ca/tsdsvr/landf _new.asp ; Carte
d’Alexandrie : Fondation HILTI – site web http://www.hilti.com/foundation/images/961.jpg ; Catres de L’Europe et des Alpes : Eric Calais,
Géosciences Azur ; Carte des séismes en PACA : Laboratoire de Géodynamique (LDG) ; Schéma structural des Alpes-Maritimes :
Christophe Larroque, Géosciences Azur ; Cliché des concrétions : Eric Gilli, Centre d’Etudes du Karst ; Clichés de Diano Marina et Menton
: André Laurenti ; Cliché des capteurs sismique : Jean Virieux, Géosciences Azur ; Cliché d’un OBS : Jacques Deverchère, Géosciences Azur
; Carte de localisation des stations : Christophe Larroque, Géosciences Azur ; Sismogrammes et accélérogrammes : Françoise Courboulex,
Géosciences Azur ; Clichés de Données marégraphiques : The Global Sea Level Observing System – Site web
http://www.pol.ac.uk/psmsl/gloss.info.html ; Données Topex-Poseidon : CNES – ste web http: //sirius-ci.cst.cnes.fr:
8090/HTML/information/frames/news/image_du_moisfr.html ; Données de température : Climatic Research Unit – site web
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