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Érosion, enjeux et aménagements

Transport éolien par vent de mer et alimentation sédimentaire des dunes de Camargue

Aeolian transport by sea winds and sedimentary accretion of Camargue’s dunes
François Sabatier, Mohamed Chaïbi and Philippe Chauvelon
p. 83-90

Abstracts

This paper aims to define if natural conditions (wind rose and beach morphology) are favorable to dune formation on Camargue beaches under erosion. First, aeolian transport has been measured with sediment traps at the beginning and at the peak of a storm. When the storm starts the beach is not yet flooded and the berm provides sand to the dune. The seaward dune face feeds the landward one. During the storm peak, the beach is flooded and the beach/dune aeolian sand transport is stopped. Second, the annual aeolian transport is further quantified theoretically for landward and seaward directions. Based on the field observations, two methods have been considered. The first one calculates annual aeolian transport and the second one deduces from the first calculation the periods when the aeolian transport is stopped due to the beach flooding. We therefore define an offshore net aeolian transport. We conclude that natural conditions, on the erosional beaches of Camargue are unfavorable to dune formation. These results will have to be integrated into dune engineering projects in order to reduce marine flood effects.

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France, Camargue
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Author's notes

Ce travail fait partie des programmes Liteau-plage financé par le Ministère de l’Ecologie et de l’Environnement Durable, ORE-CNRS RESYST et ORME. A. Lambert, E. Mignot, F. Pons et O. Samat, sont remerciés pour leur aide sur le terrain. Les auteurs remercient A. Ullmann (CEREGE) pour avoir fourni les données marégraphiques horaires. Le premier auteur remercie K. Nordstrom (Université de Rutgers, New Jersey, USA) pour ses conseils sur le transport éolien théorique.

Full text

1 - Introduction

1Avec la possible augmentation de la force des tempêtes (Ullmann et Pirazzoli, 2007) et la lente montée de la mer (Suanez et al., 1997; Sabatier et al., accepté), les inondations liées aux surcotes marines (« crues » de tempêtes) risquent d’augmenter au cours du XXIe siècle (Ullmann et al., ce volume). Ces immersions temporaires (quelques heures à quelques jours) se limitent à la plage lorsque le cordon dunaire est suffisamment large pour assurer une protection des secteurs situés en arrière. En revanche, lorsque le cordon dunaire est mal développé ou ouvert en brèches, la mer peut ennoyer la côte lors des plus fortes tempêtes ce qui se traduit par des dégâts matériels souvent importants engendrant des pertes économiques préjudiciables pour les communes littorales. Par exemple, lors de la dernière tempête centennale de décembre 1997 qui a affecté le littoral du delta du Rhône, la mer est montée de presque 1m, inondant ainsi jusqu’à 5 kilomètres les terres dans certains secteurs (Salin-de-Giraud). Afin de limiter les inondations marines, la dune est donc considérée à juste titre comme une protection naturelle, faisant office de digue mais ne présentant pas les inconvénients des ouvrages artificiels (Samat et al., dans ce volume).

2Le schéma classique de fonctionnement décrit une formation des dunes liée aux vents de mer qui transportent les sables de la plage vers la terre à une distance suffisante, à partir de laquelle les dynamiques marines sont assez réduites pour que la végétation puisse se développer sur cette accumulation sableuse (Pye et Tsoar, 1990). Les deux principaux modèles conceptuels qui décrivent les relations entre la dune et la plage par le biais des bilans sédimentaires (Putsy, 1992, Hesp, 2002) s’accordent sur la nécessité d’une largeur minimale et optimale de la plage pour que le vent puisse transporter suffisamment de sables et alimenter la dune. Cette notion de “fetch éolien” est aujourd’hui mieux appréhendée (Svasek et Terwindt, 1974; Jackson et Cooper, 1999 ; Bauer et Davidson-Arnott, 2002) et permet de comprendre les relations du système dune/plage formalisé de manière synthétique par Putsy (1988). En revanche, dans les secteurs où le rivage recule, la plage rétrécit : la dune est donc potentiellement moins alimentée en sables par la zone source que représente la plage située en amont du transport éolien (cas des vents de mer). De plus, ce rétrécissement se traduit à plus ou moins long terme par une attaque directe du pied de dune par les vagues les plus fortes (Putsy, 1992 ; Hesp, 2002). À partir de cette situation, les vagues pourront détruire le cordon dunaire (création de brèches) et la mer pourra inonder les secteurs situés en arrière lors des tempêtes et des submersions marines. Si l’on souhaite se protéger des crues de tempêtes, il est donc fondamental d’évaluer si les dynamiques naturelles permettent la constitution d’un cordon dunaire sur les plages en érosion. Compte tenu de l’importance du transport éolien pour construire les dunes, il convient donc de décrire le transfert de sable pendant les vents de mer. Sur le littoral du golfe du Lion, et plus particulièrement du delta du Rhône, le transport éolien depuis la plage vers la dune s’établit pendant les tempêtes. Or, durant les tempêtes, le niveau de la mer s’élève temporairement et la plage est inondée... réduisant considérablement le transport éolien potentiel et donc la formation des dunes. De plus, le littoral du delta du Rhône subit des vents de terre (mistral et tramontane) puissants et fréquents qui peuvent à priori contrebalancer les vents de mer en transportant des sables depuis la dune vers la plage (Augustinus et al., 1990 ; Suanez et Provansal, 1993, Suanez, 1997 ; Sabatier et al., 2004).

3Les objectifs de ce travail sont donc : (1) déterminer les modalités du transit éolien durant une tempête de vents de mer à partir de pièges à sables et (2) estimer la part du transit éolien plage/dune annuel sur le transport éolien total par une quantification théorique.

Fig. 1 - Localisation du site.
Site location and presentation.

Fig. 1 - Localisation du site.Site location and presentation.

2 - Présentation du site

2.1 - Le littoral du delta du Rhône

4La construction du delta du Rhône qui débute il y a 7000 ans BP environ s’est réalisée en plusieurs étapes suite aux divagations successives du Rhône. Chacune de ces étapes est encore visible aujourd’hui sur la plaine deltaïque grâce aux paléo-chenaux du Rhône et aux cordons dunaires fossiles (Vella et al., 2005). La forme actuelle du littoral du delta du Rhône date environ du 18e siècle : elle est liée à une organisation des transits sédimentaires en cellules littorales (Fig. 1), où les secteurs en accumulation de l’Espiguette, Beauduc et la Gracieuse sont alimentés par l’érosion des plages de Petite Camargue, des Saintes-Maries-de-la-Mer, de Faraman et de Pégoulier. Les secteurs en érosion globalement orientés E.O. (Petite Camargue, Saintes-Maries-de-la-Mer, Faraman) affichaient des taux de recul importants (jusqu’à -10m/an) avant la construction d’ouvrages en enrochements (Sabatier et Suanez, 2003). Si ces structures ont localement permis de contenir l’avancée de la mer à Faraman et devant le village des Saintes-Maries-de-la-Mer (Sabatier et al., sous presse), l’érosion sous-marine continue.

5Hormis la plage de la Gracieuse qui bénéficie à la fois des apports du Rhône et d’une dune artificielle construite au début des années 90 (Suanez, 1997), les autres secteurs en érosion ne présentent pas de cordon dunaire naturel continu (Augustinus et al., 1990, Suanez, 1997, Sabatier, 2001). Sur le littoral en érosion de Faraman, des Saintes-Maries-de-la-Mer et de Petite Camargue, les dunes sont d’origine ancienne et se sont développées dans des contextes différents des dynamiques actuelles. Ces dunes sont liées à la présence d’anciennes embouchures ou à d’anciennes flèches littorales (Vella et al., 2005). Sur ces secteurs en érosion, mis à part ces dunes fossiles, des dunes existent mais ces dernières sont reliées à des interventions humaines : digue ensablée à Faraman et en Petite Camargue, embryons dunaires liés à des brise-vent (ganivelles ou branches d’arbres) vers les Saintes-Maries-de-la-Mer et dune artificielle à proximité du Rhône Vif. Les seules dunes actuelles bien développées de Camargue se localisent sur les secteurs en gain sédimentaire où le rivage avance : plages à l’embouchure du Grand Rhône et flèches de l’Espiguette et de Beauduc (Fig. 1).

2.2 - Échanges sableux éoliens dune/plage

6La granulométrie des plages du delta du Rhône est moyenne à fine (D50 environ 0,2 mm), ce qui rend le sédiment particulièrement sensible au transport éolien. Le régime des vents dominants est caractérisé par deux cadrans principaux : vents de N.O. (46 % du temps) et de S.E. (22 % du temps). Les vents de O. à S.E. représentent 14 % du total et ceux de N.E. à E. seulement 13 %. Les deux secteurs dominants, dont nous déterminerons le transport sédimentaire potentiel, sont globalement perpendiculaires aux plages en érosion orientées E.O.. La dune et la plage sont donc soumises à des vents qui permettent, soit des sorties (cadran N.O.) soit des entrées (cadran S.E.) sédimentaires.

7Les échanges sableux éoliens du système dune/plage du delta du Rhône ont localement été décrits par plusieurs auteurs dont nous proposons une rapide synthèse. Augustinus et al. (1990), sur les plages au nord du golfe de Beauduc, et Suanez et Provansal (1993), sur celles de Piémanson et de Napoléon, ont insisté sur la morphologie particulière des plages du delta du Rhône liée à la présence d’une dépression (bâche) entre la berme et la dune (Fig. 2). La bâche facilite l’inondation de la plage durant les tempêtes de mer ce qui bloque le transport éolien en direction de la dune. Durant les épisodes de vent de terre, le transit éolien s’oriente vers la mer à partir de la dune mais surtout depuis la berme. Ce dernier mécanisme a ensuite été confirmé par Suanez (1997), Bruzzi (1998) à Piémanson et sur la Gracieuse, ainsi que par Sabatier et al. (2004) sur le site de Rousty (Fig. 1). Augustinus et al., (1990) sont les seuls auteurs à avoir proposé une quantification théorique annuelle du transport sédimentaire éolien potentiel. Ces auteurs concluent à des échanges dune/plage peu favorables à la constitution des dunes du fait d’un bilan en faveur du transit terre-mer. Ils soulignent aussi le fait que ce bilan terre-mer est probablement plus important car il n’intègre pas les phases de submersion marine durant lesquelles le transit éolien depuis la plage vers la dune est inexistant du fait de l’inondation de cette dernière. Cette analyse repose aussi sur une rose des vents imprécise (échelle Beaufort à partir de trois enregistrements journaliers) remettant en cause la quantification proposée.

8Si Suanez et Provansal (1993), Suanez (1997) et Bruzzi (1998) ont bien décrit le phénomène d’envahissement de la plage par la mer durant les tempêtes, ces auteurs n’ont pas analysé finement le transport éolien en début et pendant une tempête, c’est-à-dire lorsque la plage est sèche, puis lorsqu’elle est inondée. Cette inondation n’est pas exactement synchrone avec l’augmentation de la force du vent, car l’apparition des surcotes marines connaît un temps de latence de quelques heures après l’augmentation de la force du vent, alors que le transport sédimentaire éolien est effectif dès que le seuil d’arrachement des sables est atteint. Par conséquent, la dune peut recevoir des sables de la plage, au moins en début de tempête, lorsque la mer n’a pas encore inondé la plage. De plus, cette inondation n’est pas systématique dans le cas de tempêtes de faible intensité.

9Afin de comprendre les interactions du système dune/plage, le transit éolien a d’abord été analysé au moyen de pièges à sables lors d’une campagne de terrain réalisée le 27/02/2001 en situation de début et de pic de tempête. Ensuite, nous proposons une quantification théorique du transport éolien annuel en intégrant les phases de submersion liées aux tempêtes, afin d’évaluer la potentialité, à long terme de l’alimentation sableuse des dunes par la plage.

Fig. 2 - Morphologie du profil de Rousty et positionnement des pièges (flèches noires) durant la campagne du 27/02/2001.
Rousty profile morphology and traps location (black arrows) during the experiments (27/02/2001).

Fig. 2 - Morphologie du profil de Rousty et positionnement des pièges (flèches noires) durant la campagne du 27/02/2001.Rousty profile morphology and traps location (black arrows) during the experiments (27/02/2001).

3 - Méthodes

3.1 - Mesure du transport sédimentaire éolien pendant une tempête de mer

10Nous avons quantifié les taux de transport éolien durant une tempête de mer au moyen de 7 pièges à sable conventionnels de type Leatherman (1978) (Sarre, 1988 ; Sherman et al., 1998). Les pièges ont été déployés simultanément sur un axe perpendiculaire à la direction du vent durant la tempête du 27/02/2001 sur le profil de Rousty (Fig. 1 et 2). Ce profil, dont la dune est ancienne (environ 2400 ans BP, Vella et al., 2005) présente une morphologie caractéristique des plages de Camargue avec une bâche entre la dune et la berme. Les résultats des mesures par les pièges à sables sont utilisés pour élaborer un modèle conceptuel de fonctionnement, sur la base d’un modèle en boîtes qui permet d’interpréter les augmentations et diminutions du transit éolien en terme de zone d’érosion ou de dépôt (Nordstrom et al., 1996). Afin de décrire les forçages durant la campagne, le vent horaire est enregistré par la station Météo-France à 3 km à l’est du site (+ 11 m NGF). Le niveau de la mer provient d’un courantomètre S4ADW déployé à 3,2 m de profondeur dans l’axe du profil de Rousty et les données de houle sont enregistrées à 17 m de profondeur, au large du profil.

3.2 - Calcul du transport éolien annuel potentiel

11Les échanges sédimentaires potentiels annuels entre le système dune/plage sont déterminés de manière théorique en convertissant la rose des vents (vitesse et direction) en rose de transport sédimentaire potentiel éolien (m3/an et direction). Cette méthode décrit le transport éolien à l’équilibre en considérant que le transport éolien est effectif dès que la vitesse du vent dépasse le seuil d’arrachement des sables. Les autres facteurs qui limitent le transport (cohésion des grains, végétation, granulométrie, encroûtement, micro-morphologie…) ne sont pas intégrés par cette approche. Nous faisons ensuite l’hypothèse, souvent admise en ingénierie côtière, que la différence entre le transport éolien potentiel dirigé vers la terre et celui dirigé vers la mer est utile pour estimer si les conditions naturelles sont favorables ou non à la construction des dunes (Arens, 1997; Hsu et Weggel, 2002). L’objectif n’est pas de quantifier précisément la capacité de sables potentiellement transportés par le vent, car il ne faut pas surinterpréter l’utilisation possible d’une telle approche (Sherman et al., 1998), mais de proposer des ordres de grandeur du transport éolien entre le transit dirigé vers la mer et celui dirigé vers la terre (dune). Nous nous sommes basés sur la formule de Bagnold (1941), car cette dernière a montré de bons résultats sur plusieurs sites de Camargue (Augustinus et al., 1990 ; Suanez, 1997 ; Sabatier et al., 2002).

12Dans une première étape (calcul 1), nous avons donc évalué le transit éolien potentiel d’après une rose annuelle des vents. Dans une seconde étape (calcul 2), nous avons déduit du calcul précédent les épisodes durant lesquels le transport éolien est nul du fait de l’inondation de la plage (tempêtes de mer). Pour cela, nous avons considéré que le transport éolien est stoppé lorsque la hauteur du jet de rive est supérieure à la hauteur de la berme, c’est-à-dire lorsque la mer « déborde » la berme. La hauteur du jet de rive est calculée en additionnant à la hauteur du niveau de la mer les effets d’élévation du plan d’eau liés au déferlement (set-up) et au jet de rive (Ruggiero et al., 2001).

13Le calcul théorique du transport éolien s’appuie sur la granulométrie du site (Sabatier, 2001) et des données de vents (force et direction) et celui de la hauteur du jet de rive dépend de données de houles au large (hauteur et période) et du niveau de la mer. Afin de définir les phases d’inondation de la plage, ces données doivent toutes être synchrones et à haute résolution temporelle. Compte tenu de la difficulté à obtenir de tels enregistrements sur une longue période, notre analyse statistique annuelle s’étend de 1993 à 1995 en utilisant les mesures de la station anémométrique des Saintes-Maries-de-la-Mer, du houlographe de Sète et du marégraphe du Grau de la Dent. Ces trois sites de mesures proposent en effet des enregistrements mi-horaires à tri-horaires que nous avons homogénéisés en données tri-horaires. La hauteur de la berme utilisée, + 0,93 m NGF, provient d’un profil de plage réalisé durant l’hiver 1993 (Sogreah, 1995) dont nous avons aussi extrait la pente de la zone du jet de rive (tan б = 0.02), nécessaire à la formule de Ruggiero et al., (2001).

4 - Résultats

4.1 Transport éolien durant une tempête de mer

4.1.1 - Forçages météo-marins

14L’analyse des forçages météo-marins indique des évolutions différentes des conditions de vent, de houle et de marégraphie, car ces trois paramètres montrent des évolutions légèrement décalées dans le temps (Fig. 3). L’augmentation de la vitesse du vent (de 4,5 à 17m/s) qui souffle depuis la mer (sauf à 17 h 00 et 22 h 00) s’accompagne d’une augmentation de la force de la houle (de 0,53 à 2,7m), simultanée à l’élévation du plan d’eau 2 heures plus tard. Le niveau de la mer passe par trois stades différents : proche de -0,15 m NGF jusqu’à 5h30, il s’élève rapidement jusqu’à +0,35 m NGF à 9h30 et reste relativement stable durant le reste de la journée (maximum à + 0,40 m NFG). En définitive, le vent, la houle et le niveau de la mer augmentent rapidement le 27/02/2001 pour atteindre des valeurs de période de retour annuelle à bi-annuelle (EDF-LNH-SOGREAH, 1984, Sabatier, 2001) témoignant d’une tempête de mer caractéristique. Le vent est suffisamment fort pour induire potentiellement un transport sédimentaire uniquement durant les premières heures de la tempête, car, à partir de 15h00, la vitesse du vent chute en dessous de 6,5m/s tandis que la houle et le niveau de l’eau restent élevés.

15Les mesures de terrain ont été réalisées durant des conditions météo-marines significativement différentes. Durant la première mesure (6 h 30), le vent est suffisamment élevé (12m/s) pour induire du transit éolien, alors que la mer n’a pas encore inondé la plage, tandis que durant la seconde mesure (12 h 00), le vent peut potentiellement transporter des sables (17m/s), mais la plage est complètement inondée du fait de houles plus fortes et d’un niveau de l’eau plus élevé. Nos mesures permettent donc de définir le comportement de la plage face au transport éolien en début, puis pendant le pic d’une tempête inondant la plage.

Fig. 3 - Forçages météo-marins durant la campagne du 27/02/2001.
Forcing agents during the experiments.

Fig. 3 - Forçages météo-marins durant la campagne du 27/02/2001. Forcing agents during the experiments.

a) niveau marin ; b) caractéristiques du vent ; c) caractéristiques de la houle. Le grisé indique l’inondation de la plage, les pointillés, les mesures par pièges à sables.
a) sea level ; b) wind characteritics ; c) wave characteristics. The grey color indicate the beach flooding and the dotted lines the traps measurments.

4.1.2 - Transport éolien en début et pendant une tempête

16Le taux de transport éolien mesuré par les pièges à sables conventionnels durant la première mesure varie de 0,01 à 0,41 kg/min/m sur le profil, associé à un vent de 12m/s (Fig. 4). Les taux les plus élevés se trouvent logiquement sur les points hauts du profil (dune et berme), là où le vent est théoriquement le plus fort (Pye et Tsoar, 1990). Les taux les plus faibles concernent les points où la dune présente une barrière physique à l’écoulement du vent (pied de dune), ou au secteur où se combinent les effets de la topographie et de la végétation, qui induisent une diminution de la vitesse du vent et donc du transport sédimentaire (arrière-dune).

17Dans le détail, et dans la direction du vent, le transport sédimentaire éolien augmente sur la berme (0,2 à 0,4 kg/min/m), puis il se stabilise jusqu’au pied de dune (environ 0,3 kg/ min / m), où il diminue significativement (0,3 à 0,025 kg/min/m). Au sommet de la dune, le transport sédimentaire éolien est à son maximum (0,4 kg/min/m) et se réduit considérablement en arrière de la dune (0,01 kg/min/m).

18Les variations du transport sédimentaire éolien, interprétées comme un modèle en boîte, renseignent sur les zones sources et puits du profil de plage (Fig. 4). La berme apparaît alors comme une zone source dont les sables, arrachés par le vent, sont transportés sans être déposés sur la bâche et viennent s’accumuler en pied de dune. En début de tempête, on assiste donc à des échanges sableux entre la plage et le pied de dune à partir de la berme. La majeure partie de la face au vent de la dune est en érosion, tandis que la face sous le vent connaît une accrétion.

19Le taux de transport éolien mesuré par les pièges à sables conventionnels durant la seconde mesure varie de 0,004 à 0,51kg/min/m sur le profil associé à un vent de 17m/s, mais il ne concerne que la dune (Fig. 4). En effet, suite à l’augmentation de la force du vent, de la houle et du niveau de la mer, la plage est complètement inondée durant la tempête. Les observations de terrain indiquent que la lame d’eau qui inonde la bâche ne représente que quelques centimètres de hauteur, mais elle est suffisante pour interdire le transport éolien. Ce dernier ne peut se réaliser qu’au niveau de la dune où la répartition des taux de transport est identique aux conditions précédentes de début de tempête. Par contre, le pied de dune est en érosion car il n’est plus alimenté par la zone source que représentait la berme en début de tempête.

Fig. 4 - Taux de transport sédimentaire éolien pendant une tempête de mer.
Rate of aeolian sand transport during a storm.

Fig. 4 - Taux de transport sédimentaire éolien pendant une tempête de mer.Rate of aeolian sand transport during a storm.

a) le 27/02/2001 en début de tempête à 6h30 ; b) le 27/02/2001 en milieu de tempête à 12h00.
a) at 6h30 (beginning of the storm) ; b) at 12h00 (peak of the storm).

4.2 - Calcul du transport éolien annuel potentiel

20Le calcul du transport éolien annuel potentiel (calcul 1) distingue deux secteurs de directions principales : N.-N.O. et S.E. (Fig. 5). Ces valeurs sont directement reliées à la rose des vents. Dans ce cas, le vent dirigé vers la mer transporterait 34,6m3/an de sable tandis que celui vers la terre déplacerait 30,3m3/an. Le bilan net annuel (4,4m3/an) est dirigé vers la mer mais cette valeur est faible comparativement aux transports potentiels dirigés vers la terre et vers la mer. Compte tenu du caractère simpliste de cette approche et des faibles différences de valeurs entre les vents de terre et de mer, il semble que le transport éolien issu de ces deux directions principales se compense.

21Le calcul du transport éolien annuel potentiel prenant en compte les phases durant lesquelles le transport sédimentaire est stoppé suite à l’inondation de la plage (calcul 2) démontre au contraire un bilan net dirigé vers la mer (10,6m3/an) en relation avec un transit potentiel terre-mer de 24,0m3/an et un transit inverse de 34,6m3/an. Le bilan net devient largement défavorable à l’alimentation de la dune par la plage. La quantification proposée n’est pas précise mais permet d’estimer les échanges sableux dune-plage potentiels. Les phases durant lesquelles le transit éolien est stoppé à cause de l’inondation de la plage ne représentent que 8% du temps où les vents proviennent de la mer. Les phases de submersion sont courtes, mais elles jouent un rôle important sur le bilan résultant annuel car elles coïncident avec les vents les plus forts.

Fig. 5 - Transport éolien annuel potentiel.
Annual aeolian theoretical sand transport.

Fig. 5 - Transport éolien annuel potentiel.Annual aeolian theoretical sand transport.

Les pointillées indiquent l’orientation du rivage (1) en Petite Camargue et à l’est des Saintes-Maries-de-la-Mer, (2) à l’ouest du Grau-de-la-Dent et (3) à l’est du Grau-de-la-Dent.
The dotted lines indicate the shoreline orientation along (1) the Petite Camargue and the eastern part of Saintes-Maries-de-la-Mer, (2) the weastern part of Grau-de-la-Dent and (3) the eastern part of Grau-de-la-Dent.

5 - Discussion

22Les mesures par pièges à sables ont permis de définir un modèle de fonctionnement du transport éolien durant les tempêtes. Ce modèle repose sur une seule campagne, mais les conditions météo-marines étaient suffisamment fortes pour être représentatives. De plus, nos conclusions sur l’arrêt du transit éolien lié aux inondations de tempêtes, dont la propagation est favorisée par la morphologie caractéristique du profil de plage, sont comparables aux résultats d’Augustinus et al., (1990), Suanez et Provansal (1993), Suanez (1997) et Bruzzi (1998). Ces travaux n’avaient cependant pas intégré les différentes phases de transport éolien durant une tempête.

23Comparer des mesures effectuées durant quelques minutes à une approche théorique de quantification annuelle sur la base de trois années d’enregistrements des forçages météo-marins pose évidement des problèmes d’échelle. L'emboîtement des échelles spatio-temporelles est un phénomène complexe en géomorphologie littorale et, à ce jour, il n’existe pas de méthode de référence pour hiérarchiser les phénomènes épisodiques, saisonniers, annuels, décennaux… Pour comprendre le fonctionnement du système dune-plage, toutes les approches doivent être abordées, chacune présentant des avantages et des limites (Sherman, 1995).

24Les résultats de l’analyse à long terme dépendent directement du seuil d’inondation utilisé. Ce seuil reste encore mal défini en Camargue. Suanez (1997) considère, à partir d’observations de terrain, que lorsque le niveau de la mer mesuré au Grau de la Dent est supérieur à +0,40 m NGF les plages de Piémanson et de Napoléon sont inondées. Bruzzi (1998) propose un seuil d’efficacité morphologique sur la base d’évolution de profils de plages réalisés avant et après six tempêtes. Cet auteur considère que les tempêtes sont morphogènes lorsque le vent de mer est supérieur à 10m/s, que la hauteur significative de la houle dépasse 1 m et que la surcote marine atteint 0,30 à 0,40m. Ce seuil de surcote a été confirmé statistiquement par Gauffrès et Sabatier (2005) à partir des mesures du marégraphe de Marseille dont on peut considérer qu’il enregistre les même événements extrêmes compte tenu de sa proximité du marégraphe du Grau de la Dent. En intégrant la morphologie de la plage (hauteur et pente de la berme), les conditions de houle et le niveau de la mer nécessaires à l’application de la formule de Ruggiero et al., (2001), notre analyse est plus proche des processus physiques qui affectent le profil de plage durant les tempêtes. Ce seuil (surcote de 0,30 à 0,40m) demande à être validé par des mesures de terrain complémentaires si l’on souhaite proposer une étude spécifique à chaque plage de Camargue.

25L’approche théorique du transit éolien utilisée est évidemment réductrice car, si nous analysons le principal facteur qui contrôle le transport éolien (la vitesse du vent), ce flux est aussi, dans la réalité, influencé par la rugosité du sol, la pente, l’humidité des sédiments, la taille des particules, etc... (Sherman et al., 1998), que nous négligeons ici. De plus, le calcul potentiel du transport éolien suggère un transport «à l’équilibre» qui n’est jamais complètement réalisé. Enfin, traiter une rose des vents établie sur trois années ne permet pas de distinguer les variabilités interannuelles qui ont une influence sur le bilan sédimentaire du système dune/plage à moyen terme (Putsy, 1992, Hesp, 2002). Dans nos calculs, l’ensemble de ces paramètres n’est pas pris en compte ; mais nous proposons des ordres de grandeur, afin de définir les conditions générales d’un transport éolien favorable ou non à la construction des dunes par transfert sédimentaire de la plage vers la dune. Nous n’avons pas intégré les phases de précipitation qui réduisent le transit éolien en humidifiant les sables, ce qui a pour conséquence d’augmenter leur vitesse critique d’arrachement par le vent. Les précipitations se produisant essentiellement durant les épisodes de vent de mer, on peut donc considérer que le transit éolien dirigé vers la dune est encore plus réduit que celui que nous proposons. Les différences que nous montrons entre les deux calculs de transport éolien potentiel sont significatives et nos conclusions sur la faiblesse des vents de mer à créer et/ou alimenter en sables des dunes sont cohérentes avec la réalité du terrain car il n’existe pas de dunes naturelles en formation sur le littoral en érosion de Camargue (Augustinus et al., 1990 ; Suanez, 1997 ; Sabatier, 2001).

26Nous estimons que les ordres de grandeur calculés pour le site de Rousty sont transposables aux autres secteurs en érosion. En effet, on peut considérer que la rose des vents mesurée aux Saintes-Maries-de-la-Mer, en position centrale du delta, est applicable à l’ensemble du littoral du delta du Rhône. Ensuite, la morphologie du site de Rousty est caractéristique des plages en érosion de Camargue. Certaines plages en érosion ne présentent pas de bâche et leur berme est limitée, mais il s’agit de plages très étroites et bordées par une digue de sorte  que le transit éolien est extrêmement réduit. Dans ce contexte, la question d’une éventuelle construction dunaire ne se pose pas. Enfin, la hauteur moyenne de la berme mesurée à Rousty (+0.93m NGF) est proche de celle des autres plages en érosion (moyenne = 1,03 m; écart type = 0,25) ce qui nous autorise, à ce stade, à étendre les conclusions de l’analyse théorique aux autres plages en érosion.

27La présence de dunes bien développées sur les secteurs en accrétion de Camargue fournit aussi des éléments de compréhension du système dune/plage. En effet, les dunes actuelles de Beauduc et de l’Espiguette sont caractérisées par un bilan sédimentaire des plages largement positif et par un contexte où le rivage avance, ce qui augmente ainsi la distance du fetch éolien. Le cordon dunaire actuel entre Piémanson et la rive droite de l’embouchure du Grand Rhône (Fig. 1) connaît ainsi une situation d’apports sédimentaires importants liés à la dérive littorale dominante, à la proximité du fleuve et à la présence de cordons dunaires fossiles (L’Homer et al., 1981) ; Vella et al., 2005).

28La largeur (fetch éolien) et le bilan sédimentaire de la plage jouent donc un rôle majeur dans la formation des dunes (Putsy, 1992, Hesp, 2002), mais ces deux paramètres font défaut sur les secteurs en érosion de Camargue, ce qui explique aussi la faiblesse du développement naturel des dunes sur ces sites.

6 - Conclusion

29En raison d’une rose des vents où les vents de terre et de mer s’opposent et d’une morphologie particulière du profil de plage qui facilite l’inondation, les secteurs en érosion de Camargue orientés globalement est-ouest, ne bénéficient pas de conditions favorables à la constitution naturelle des dunes. Ces dernières ne peuvent donc pas être envisagées comme des protections contre les inondations de tempêtes sans des aménagements spécifiques. Les politiques de gestion côtière devront considérer ces résultats si l’objectif consiste à préserver le paysage caractéristique des plages de Camargue.

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List of illustrations

Title Fig. 1 - Localisation du site.Site location and presentation.
URL http://mediterranee.revues.org/docannexe/image/177/img-1.png
File image/png, 42k
Title Fig. 2 - Morphologie du profil de Rousty et positionnement des pièges (flèches noires) durant la campagne du 27/02/2001.Rousty profile morphology and traps location (black arrows) during the experiments (27/02/2001).
URL http://mediterranee.revues.org/docannexe/image/177/img-2.png
File image/png, 11k
Title Fig. 3 - Forçages météo-marins durant la campagne du 27/02/2001. Forcing agents during the experiments.
Caption a) niveau marin ; b) caractéristiques du vent ; c) caractéristiques de la houle. Le grisé indique l’inondation de la plage, les pointillés, les mesures par pièges à sables.a) sea level ; b) wind characteritics ; c) wave characteristics. The grey color indicate the beach flooding and the dotted lines the traps measurments.
URL http://mediterranee.revues.org/docannexe/image/177/img-3.png
File image/png, 44k
Title Fig. 4 - Taux de transport sédimentaire éolien pendant une tempête de mer.Rate of aeolian sand transport during a storm.
Caption a) le 27/02/2001 en début de tempête à 6h30 ; b) le 27/02/2001 en milieu de tempête à 12h00.a) at 6h30 (beginning of the storm) ; b) at 12h00 (peak of the storm).
URL http://mediterranee.revues.org/docannexe/image/177/img-4.png
File image/png, 29k
Title Fig. 5 - Transport éolien annuel potentiel.Annual aeolian theoretical sand transport.
Caption Les pointillées indiquent l’orientation du rivage (1) en Petite Camargue et à l’est des Saintes-Maries-de-la-Mer, (2) à l’ouest du Grau-de-la-Dent et (3) à l’est du Grau-de-la-Dent.The dotted lines indicate the shoreline orientation along (1) the Petite Camargue and the eastern part of Saintes-Maries-de-la-Mer, (2) the weastern part of Grau-de-la-Dent and (3) the eastern part of Grau-de-la-Dent.
URL http://mediterranee.revues.org/docannexe/image/177/img-5.png
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References

Electronic reference

François Sabatier, Mohamed Chaïbi and Philippe Chauvelon, « Transport éolien par vent de mer et alimentation sédimentaire des dunes de Camargue », Méditerranée [Online], 108 | 2007, Online since 01 January 2009, connection on 26 March 2017. URL : http://mediterranee.revues.org/177 ; DOI : 10.4000/mediterranee.177

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François Sabatier

UFR des Sciences Géographiques et de l’Aménagement - Université de Provence - CEREGE Europôle de L’Arbois – BP 80 - 13545 Aix-en-Provence cedex 04, France - sabatier@cerege.fr

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UFR des Sciences Géographiques et de l’Aménagement - Université Cadi Ayyad - Faculté Poly-disciplinaire - Safi, Maroc - chaibim2003@yahoo.fr

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Philippe Chauvelon

Fondation Sansouire - Station Biologique de la Tour du Valat - Le Sambuc, 13200 Arles - 13200 Arles, France - chauvelon@tourduvalat.org

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