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Colmatage sédimentaire des marais maritimes et variations relatives du niveau marin au cours des 6 000 dernières années en rade de Brest (finistère)

Sedimentary infilling of salt-marshes and relative sea-level variations during the last 6 000 years in the Bay of Brest (western Brittany)
Pierre Stéphan
p. 9-37

Résumés

Afin d’apporter des données nouvelles sur les variations relatives du niveau marin en Bretagne occidentale durant l’Holocène, une analyse biostratigraphique et lithostratigraphique a été entreprise dans trois marais maritimes d’arrière-cordon situés en rade de Brest. La mise au point d’une fonction de transfert basée sur les foraminifères a permis de positionner les anciens niveaux marins avec une précision moyenne de ± 51 cm pour une quinzaine d’échantillons de vase marine et de tourbe littorale datés au 14C et prélevés le long de quatre sondages de référence. Les résultats obtenus permettent de distinguer quatre grandes étapes dans le mouvement transgressif enregistré au cours des 6 000 dernières années en rade de Brest. Entre 6 250 et 5 500 cal.BP, le niveau marin relatif montre une relative stabilité, se situant à 5 m environ sous le niveau actuel. Entre 5 500 et 3 200 cal.BP, la transgression marine reprend à une vitesse moyenne de 2 mm/an et amène le niveau marin relatif à une position légèrement inférieure à l’actuel. Entre 3 200 et 2 800 cal.BP, une petite régression marine relative est suspectée, conduisant à une baisse du niveau de la mer d’environ 2 m. Après 2 800 cal.BP, le mouvement transgressif reprend à un rythme décroissant jusqu’à nos jours. Ces résultats sont en accord avec les données acquises par M.-Th. Morzadec-Kerfourn (1969, 1974) dans le nord Finistère. Néanmoins, l’épisode régressif situé aux environs de 3 000 cal.BP pose question. Si quelques études récentes réalisées en Mer du Nord et dans la partie orientale de la Manche en font état, cette régression n’est pas enregistrée de manière systématique sur les différentes façades maritimes françaises, ni même sur les côtes de Belgique ou du sud-ouest de l’Angleterre.

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Texte intégral

1De nombreuses études des variations relatives du niveau marin à l’Holocène ont été réalisées sur les côtes françaises de l’Atlantique et de la Manche (Fairbridge, 1961 ; Morzadec-Kerfourn, 1969, 1974, 1975, 1985, 1995, 2005 ; Delibrias et Guillier, 1971 ; Delibrias et al., 1971 ; Mariette, 1971 ; Ters, 1973, 1986 ; Pirazzoli, 1976, 1996 ; Jones et al., 1987 ; Van de Plassche, 1991 ; Guilcher, 1992 ; Regnauld et al., 1996 ; Lambeck, 1997) et de la Méditerranée (L’Homer et al., 1981 ; Laborel et al., 1994 ; Morhange et al., 1996 ; Lambeck et Bard, 2000 ; Vella et Provansal, 2000 ; Morhange et al., 2001 ; Vella, 2004 ; Vella et al., 2005). Ces travaux se basent sur un ensemble de datations radiocarbone effectuées à partir d’un matériel varié : tourbe littorale ou dulçaquicole, charbons de bois, vase marine, bio-constructions, coquilles, objets et vestiges archéologiques.

2Avant 10 000 BP, aucun de ces témoins ne permet d’estimer la position du niveau marin sur les côtes de la Manche, de l’Atlantique et de la Méditerranée. Toutefois, les observations disponibles sur le plateau continental témoignent d’un bas niveau marin, situé à 100-120 m sous le niveau actuel, entre 20 000 et 18 000 BP (Pinot, 1968, 1973 ; Hinschberger, 1970 ; Delanoë et Pinot, 1977). Vers 15 000 BP s’amorce la transgression post-glaciaire à un rythme important jusqu’à 6 000 BP. Dès lors, le niveau marin atteint une position proche de l’actuelle et le mouvement transgressif connaît un ralentissement important (fig. 1 – planche I). Une tendance similaire est également observée sur les côtes voisines de l’Angleterre (Waller et al., 1999 ; Shennan et Horton, 2002 ; Boomer et Horton, 2006) et de la Belgique (Denys et Baeteman, 1995). À partir de 6 000 BP, il semble que les vitesses de remontée du niveau marin soient assez variables selon les régions littorales considérées.

3Sur la façade méditerranéenne française, les faibles marnages permettent des reconstitutions très précises des variations du niveau marin relatif depuis 6 000 BP, par le biais d’indicateurs biologiques (Laborel et al., 1994 ; Morhange et al., 1996, 2001 ; Vella et Provansal, 2000). Les balanes offrent ainsi une précision de ± 20 cm, tandis que les tourbes dulçaquicoles du delta du Rhône et les corniches à Lithophyllum lichenoides permettent de positionner le niveau marin relatif avec une précision moyenne de ± 35 cm. Les courbes obtenues montrent ainsi une élévation régulière du niveau marin relatif entre 6 300 et 4 000 BP, à une vitesse d’environ 2 mm/an (fig. 1 – planche I). À partir de 4 000 et 3 500 BP, un stationnement autour de -2 m durant plus d’un millénaire est observé par C. Vella et M. Provansal (2000), avant d’être remis en question par C. Morhange et al. (2001). De 3 000 à 1 500 BP, l’élévation se poursuit sans oscillation importante à un rythme plus lent, estimé à 0,7 mm/an. Enfin, le dernier millénaire de notre ère est caractérisé par une certaine stabilité du niveau relatif de la mer (fig. 1 – planche I).

Figure 1 : Positions du niveau marin et tendances déterminées à partir de différents témoins sédimentaires, biologiques et archéologiques sur les façades méditerranéennes et Manche-Atlantique-Mer du Nord françaises, belges et anglaises/Sea-level index points and trend along the French, Belgian and south-England coasts

Figure 1 : Positions du niveau marin et tendances déterminées à partir de différents témoins sédimentaires, biologiques et archéologiques sur les façades méditerranéennes et Manche-Atlantique-Mer du Nord françaises, belges et anglaises/Sea-level index points and trend along the French, Belgian and south-England coasts

(d’après Shennan et Horton, 2002 ; Denys et Baeteman, 1995 ; Lambeck, 1997 ; Aloisi et al., 1978 ; Laborel et al., 1994 ; Morhange et al., 1996, 2001 ; Vella et Provansal, 2000)

4Sur les rivages de la Manche et de l’Atlantique, l’amplitude de la marée introduit une marge d’incertitude bien plus importante dans le positionnement des anciens niveaux marins. Les reconstitutions se basent principalement sur les niveaux de tourbe littorale dont la position d’origine par rapport au niveau marin est fixée arbitrairement entre les pleines mers moyennes (PMM) et les plus hautes mers de vive-eau (PMVE) (Lambeck, 1997). Dans ce cas, les anciens niveaux marins ne peuvent être positionnés qu’avec une précision minimale de ± 1 m dans la plupart des secteurs côtiers de la Manche et de l’Atlantique.

5À cette incertitude s’ajoute également celle liée au tassement des niveaux tourbeux après leur dépôt qui peut conduire à sous-estimer la véritable position du niveau marin (Denys et Baeteman, 1995 ; Vella, 1999 ; Vella et Provansal, 2000 ; Long et al., 2006 ; Edwards, 2006). Toutefois, diverses méthodologies ont été développées au cours des dix dernières années pour améliorer la précision des reconstitutions. La plupart d’entre elles s’appuient sur des bio-indicateurs tels que les foraminifères, les diatomées ou les amibes et privilégient une approche quantitative en utilisant des outils statistiques tels que les fonctions de transfert (Zong et Horton, 1999 ; Gehrels, 1999 ; Horton et al., 2000 ; Edwards et Horton, 2000, 2006 ; Gehrels et al., 2001 ; Edwards et al., 2004 ; Southall et al., 2006 ; Boomer et Horton, 2006 ; Massey et al., 2006 ; Woodroffe, 2009).

6Les variations relatives du niveau marin au cours des 6 000 dernières années restent toutefois difficiles à établir de manière aussi précise qu’en Méditerranée. En outre, les travaux de K. ­Lambeck (1997) ont mis en évidence des écarts importants dans le rythme de la transgression marine le long des côtes de Vendée, de Bretagne, de Normandie et de Picardie. Les courbes dressées pour ces différentes régions côtières se superposent difficilement en raison de phénomènes glacio-hydro-isostatiques. En fonction de la configuration de leur plate-forme continentale et de leur éloignement plus ou moins important par rapport aux grands inlandsis nord-européens, les différentes régions littorales françaises ont été affectées par des phénomènes crustaux d’ampleur variable. Les nombreuses études menées sur les côtes anglaises insistent fortement sur ce point (Waller et Long, 2003 ; Massey et al., 2008). La synthèse, réalisée par I. Shennan et B. Horton (2002), des dates radiocarbone acquises au cours des trois dernières décennies sur l’ensemble des côtes anglaises, met en avant les écarts importants observés dans les variations holocènes du niveau marin relatif. Tandis que la partie nord de l’Angleterre, soumise à un soulèvement lié au réajustement glacio-isostatique, a connu une baisse du niveau marin relatif au cours des 6 000 dernières années, la partie sud a montré une tendance inverse sous l’effet conjugué d’une faible subsidence et d’une remontée globale du niveau de la mer. Aussi, est-il préférable de privilégier une approche régionale, voire locale, des variations holocènes du niveau marin relatif.

7En Bretagne occidentale, les données disponibles se limitent aux travaux de M.-Th. ­Morzadec-Kerfourn portant sur l’étude des tourbes d’estran affleurant sur les plages du nord Finistère (Morzadec-Kerfourn, 1969, 1974). Par conséquent, toutes les interprétations géomorphologiques concernant les anciennes positions de la ligne de rivage découlent de ces travaux qui n’ont, à ce jour, jamais été réactualisés. L’objectif de la présente étude est donc d’apporter des données nouvelles sur les anciennes positions du niveau marin et de proposer une courbe des variations relatives du niveau de la mer à l’Holocène pour la partie occidentale de la Bretagne, en s’appuyant sur l’étude du colmatage sédimentaire de trois marais maritimes d’arrière-cordon situés en rade de Brest. La méthodologie utilisée s’appuie sur une quinzaine de datations radiocarbone et le recours aux analyses litho- et bio-stratigraphiques des dépôts sédimentaires côtiers. Une fonction de transfert basée sur les foraminifères a été employée pour déterminer les anciennes positions du niveau marin.

Les sites d’étude

8La Bretagne apparaît comme une région particulièrement propice à l’étude des variations relatives du niveau marin. L’ensemble du Massif armoricain est, en effet, considéré comme tectoniquement stable depuis le début de l’Holocène (Ters, 1973 ; Morzadec-Kerfourn, 1995). Par conséquent, les variations relatives du niveau de la mer sont en majeure partie d’origine eustatique dans cette région, certainement combinées à une composante glacio-hydro-isostatique. Il faut toutefois souligner que la partie occidentale de la péninsule armoricaine semble affectée par un lent soulèvement depuis quelques millénaires, estimé à 0,01 mm/an (Lenotre, 1994, in Regnauld et al., 1996). En outre, P. Pirazzoli (1976) rappelle qu’au cours du Quaternaire, les variations de charge liées aux fluctuations eustatiques ont pu provoquer de fortes contraintes dans l’écorce terrestre près des côtes, même dans les régions connues pour n’être pas le siège d’une activité tectonique récente. Des tremblements de terre isolés ont pu en résulter, accompagnés parfois de quelques déplacements verticaux sur certaines portions littorales. La littérature fait état de plusieurs séismes survenus durant la période historique (Grellet et al., 1993). Toutefois, ces événements se concentrent essentiellement le long des grandes failles hercyniennes, parfois réactivées, dont le tracé reste assez éloigné de nos secteurs d’étude situés en rade de Brest (Van Vliet-Lanoë et al., 1997).

9La rade de Brest se présente sous la forme d’un vaste plan d’eau qui communique avec la mer d’Iroise par un étroit goulet, large de seulement 1,7 km. Cette configuration limite fortement l’entrée des houles océaniques et confère à la rade un caractère d’abri particulièrement prononcé (fig. 2). Les vagues les plus morphogènes sont donc générées par le vent local et leur hauteur ne dépasse jamais un mètre en raison des faibles longueurs de fetch. Le marnage maximum théorique est de 7,6 m. L’hydrodynamisme réduit qui caractérise ce secteur a néanmoins permis l’édification d’une trentaine de cordons littoraux, isolant de la mer de nombreux marais maritimes de faibles dimensions (Guilcher et al., 1957 ; Stéphan, 2008).

10Trois d’entre eux, situés dans la partie orientale de la rade, ont été étudiés en détail (fig. 3A, 3B, 3C). Ces marais présentent de grandes similitudes d’un point de vue morphosédimentaire. Ils couvrent des superficies relativement faibles, comprises entre 3 ha pour les marais de Porzguen et d’Arun et 6 ha pour le marais de Troaon. Ces marais se situent en aval de bassins-versants peu étendus, drainés par des cours d’eau intermittents. Ils sont situés à une altitude comprise entre 3,5 et 4 m NGF, correspondant au niveau des pleines mers de vive-eau moyennes et sont parcourus par un réseau de chenaux de marée particulièrement encaissés dans le schorre. Leur surface est marquée par la présence de salt pans, dénuées de végétation, caractéristiques des hauts schorres. D’une manière générale, deux ceintures végétales peuvent être distinguées. Une ceinture à Halimione portulacoides, Puccinellia Maritima, Plantago maritima couvre la plus grande partie de ces marais, tandis que la partie la plus interne est occupée par une roselière à phragmites et une jonçaie à Scirpus maritimus. En surface, le matériel sédimentaire est principalement constitué d’une vase grise argilo-silteuse (grain moyen compris entre 20 et 40 μm). Un enrichissement en éléments grossiers (grain moyen voisin de 300 μm) est observé dans le lit des chenaux de marée principaux, empruntés quotidiennement par les courants de flot et le jusant. Les cordons littoraux qui protègent ces trois marais se composent d’un matériel sablo-graveleux (grain moyen compris entre 10 et 20 mm). Ces flèches présentent une seule crête végétalisée dont l’altitude dépasse de quelques décimètres seulement le niveau atteint par les plus hautes mers. Par conséquent, elles sont susceptibles de connaître occasionnellement des phénomènes de débordement par les vagues de tempête.

11Le marais de Lanveur (fig. 3D) présente des caractéristiques morphosédimentaires quelque peu différentes. Bien qu’il bénéficie de conditions d’abri particulièrement prononcées, il n’est protégé par aucun cordon littoral. Le schorre occupe le fond de la baie et forme une ceinture végétale d’une centaine de mètres de large, colonisée par Puccinellia maritima et par l’Obione dans sa partie haute, et par Spartina alterniflora dans sa partie basse. Une large slikke forme le bas d’estran, parcourue par un réseau hiérarchisé de chenaux de marée.

Méthodologie

Carottages et levés de terrain

12Dans le cadre de cette étude, 31 sondages ont été réalisés à la tarière à gouge, dans les marais maritimes de Porzguen, de Troaon et d’Arun (fig. 3) afin de reconstituer la stratigraphie des dépôts sédimentaires. La position des sondages a été relevée au GPS différentiel et l’altitude a été raccordée au niveau NGF à partir de bornes géodésiques situées à proximité des secteurs d’étude. Les analyses sédimentologiques et les datations radiocarbone ont été réalisées à partir d’échantillons prélevés tous les 10 cm le long de quatre sondages de « référence ». Au total, 155 échantillons ont été récoltés sur le terrain et analysés en laboratoire.

Figure 2: Localisation des secteurs d’étude/Location of studied site

Figure 2: Localisation des secteurs d’étude/Location of studied site

Figure 3 : Localisation des secteurs d’étude, des points de carottage et des transects utilisés pour étudier la répartition altitudinale des foraminifères/Location of boreholes and transects in Bay of Brest

Figure 3 : Localisation des secteurs d’étude, des points de carottage et des transects utilisés pour étudier la répartition altitudinale des foraminifères/Location of boreholes and transects in Bay of Brest

Analyse sédimentologique et microfaunistique

13L’ensemble des échantillons prélevés sur le terrain a fait l’objet d’une analyse granulométrique et microfaunistique. L’analyse granulométrique des vases a été réalisée au laboratoire de sédimentologie de l’Ifremer à l’aide d’un granulomètre laser, tandis que les sables et les graviers ont fait l’objet d’un tamisage.

14L’analyse microfaunistique a porté uniquement sur les foraminifères. Après tamisage humide, seule la fraction comprise entre 63 μm et 500 μm a été retenue, comme le proposent J. W. Murray (1991) et B. P. Horton et R. J. Edwards (2006). Pour chaque échantillon, environ 300 individus de foraminifères ont été comptés à la loupe binoculaire. Cette quantité est considérée comme statistiquement suffisante pour l’étude des espèces les plus abondantes (Fatela et Taborda, 2002). Les espèces ont été identifiées suivant la classification générique de R. Loeblich et H. Tappan (1988) et de J. W. Murray (1971). Dans le cas des Elphidium, les différents écophénotypes ont été regroupés sous un seul nom d’espèce appelé Elphidium spp. L’abondance relative de chaque espèce a été exprimée en pourcentage de la population totale (abondance fractionnelle).

Développement et application d’une fonction de transfert basée sur les foraminifères

15Fréquemment utilisés comme marqueurs stratigraphiques holocènes, les foraminifères fournissent des indications précises sur les paléoenvironnements (Dubar et Anthony, 1995 ; Long et Hughes, 1995 ; Long et al., 1999 ; Lespez et al., 2002). Leur très grande abondance et leur excellent potentiel de conservation en font un outil efficace pour les reconstitutions basées sur l’écologie des espèces actuelles, au même titre que d’autres groupes taxonomiques, tels que les mollusques. Les études menées sur la répartition des foraminifères benthiques dans les environnements de haute slikke et de schorre (Scott et Medioli, 1978, 1980 ; Scott et al., 1996 ; Horton et al., 2000) ont montré qu’il existe un étagement vertical des principales espèces permettant de les utiliser comme indicateurs du niveau marin.

16Les fonctions de transfert utilisant les foraminifères ont été utilisées pour la première fois par J. Guilbault et al. (1996) dans le cadre de recherches sur le niveau marin au Canada. Depuis, de nombreuses études menées dans les marais maritimes de la zone tempérée ont testé et affiné cette approche dans l’objectif de reconstituer les variations du niveau marin relatif, avec une haute résolution pour la période holocène (Gehrels, 1999 ; Horton et al., 2000 ; Edwards et Horton, 2000, 2006 ; Edwards et al., 2004 ; Southall et al., 2006 ; Boomer et Horton, 2006 ; Massey et al., 2006). Bien que les techniques statistiques utilisées varient d’une étude à une autre, la méthode générale reste grossièrement la même et se subdivise en trois étapes.

17La première étape comprend l’échantillonnage, l’analyse des foraminifères actuels et l’examen de leur répartition altitudinale. L’objectif est alors de produire un modèle statistique de distribution altitudinale des foraminifères en relation avec les niveaux de marée. Dans cette étude, la distribution des foraminifères présents à la surface du sédiment a été étudiée à partir de deux transects situés dans le marais maritime d’Arun (fig. 3C) et en baie de Lanveur (fig. 3D), censés fournir un modèle de distribution valable pour l’ensemble de la rade. Ces deux marais ont été choisis car ils présentent des morphologies différentes et permettent ainsi d’appréhender une large gamme de conditions environnementales.

18Au total, 53 échantillons (fig. 4) d’un volume d’environ 10 cm3 de sédiments ont été prélevés sur le terrain à l’aide d’une tarière manuelle sur les dix premiers centimètres de profondeur, comme le recommandent R. T. Patterson et al. (1999), G. Duchemin et al. (2005) et A. C. Massey et al. (2006). L’altitude des points d’échantillonnage a été relevée au DGPS et raccordée au système NGF (IGN 69) à partir de points géoréférencés situés à proximité de nos sites. Les altitudes ont ensuite été converties en valeur standard, tenant compte des conditions marégraphiques du site. Pour ce faire, nous avons utilisé « l’indice du niveau marin standardisé », ou SWLI (Standardised Water Level Index), défini de la façon suivante (Edwards et Horton, 2000) :

19SWLI = ([(Alt. Echantillon – NM) / (PM95-NM)] × 100) + 100

20où NM est le niveau moyen de la mer (soit 0,38 m NGF en rade de Brest) et PM95 est le niveau des pleines mers de vive-eau moyenne de coefficient 95 (soit 3,31 m NGF en rade de Brest). Les foraminifères présents au sein de ces échantillons ont fait l’objet d’un comptage en laboratoire en suivant la même méthode que celle décrite précédemment. Notons qu’aucune distinction n’a été faite entre les individus morts (thanatocénose) et les individus vivants (biocénose). Contrairement aux travaux de R. J. Edwards et al. (2004), E. Armynot du Châtelet et al. (2005), K. E. Southall et al. (2006), B. P. Horton et R. J. Edwards (2006), la prise en compte des assemblages totaux a été préférée car elle présente l’avantage d’intégrer les cycles saisonniers et pluri-annuels affectant les peuplements de foraminifères et représente plus précisément les conditions environnementales générales (Scott et Medioli, 1980).

Figure 4: Répartition des foraminifères le long des transects réalisés dans les marais de Lanveur et Arun en rade de Brest/Foraminiferal abundances in Lanveur and Arun salt marshes. Transect elevation, sediment samples and vegetation zones are also outlined

Figure 4: Répartition des foraminifères le long des transects réalisés dans les marais de Lanveur et Arun en rade de Brest/Foraminiferal abundances in Lanveur and Arun salt marshes. Transect elevation, sediment samples and vegetation zones are also outlined

21Dans une seconde étape, ces données ont été utilisées pour produire une série de relations statistiques entre les divers taxons de foraminifères et le niveau de marée. Les analyses statistiques ont été réalisées sous le logiciel C² (version 1.3) (Juggings, 2003). La méthode de régression WA-PLS (Weighted-averaging partial least squares) a été choisie car elle offre les plus forts coefficients de détermination (r² = 0,79) et de très faibles écarts-types de prédiction (Root Mean Square Error of Prediction, ou RMSEP = 0,51 m). En définitive, la fonction de transfert ainsi obtenue permet de prédire la position du niveau marin à ± 51 cm.

22Dans une troisième étape, la fonction de transfert a été appliquée aux assemblages de foraminifères fossiles reconnus dans les 155 échantillons prélevés le long des sondages de référence. Sur la base de l’abondance relative des espèces présentes, le modèle statistique a permis d’attribuer une position relative du niveau marin à chaque échantillon. La fiabilité des estimations a également été déterminée de manière statistique en utilisant la technique MAT (Modern Analogue Technique), via le programme C². Cette technique identifie les échantillons fossiles qui n’ont pas d’équivalent dans les échantillons utilisés pour mettre au point la fonction de transfert et permet, le cas échéant, de ne pas en tenir compte dans l’interprétation des résultats. La technique est basée sur le calcul d’un coefficient de similitude, obtenu par la comparaison de chaque échantillon fossile avec les dix échantillons les plus proches utilisés dans la fonction de transfert. Le 10e percentile de ce coefficient constitue un seuil approximatif pour estimer si les échantillons fossiles disposent d’équivalents actuels (Horton et al., 2000 ; Edward et Horton, 2000 ; Horton et Edwards, 2005 ; Southall et al., 2006).

Datations radiocarbone

23Dans cette étude, dix-sept datations radiocarbone AMS ont été réalisées au laboratoire AMS-Labor du Physikalisches Institut d’Erlangen (Friedrich Alexander Universität) en Allemagne (tableau 1). Elles ont été obtenues sur des échantillons prélevés à différents niveaux des quatre sondages de référence. Les âges mesurés sur les sédiments correspondent aux âges conventionnels, exprimés en années BP (« Before Present » c’est-à-dire avant 1950). Ils ont été corrigés par calibration au moyen du logiciel Calib 6.0 (Stuiver et Reimer, 1993) grâce à la courbe IntCal09 de P.J. Reimer et al. (2009). Les dates calibrées sont complétées par un écart-type  qui signifie qu’elles ont 95,4 % de chance de se situer dans l’intervalle ± 2.

Résultats

Le marais de Troaon : description de la stratigraphie et des unités stratigraphiques

24Le marais de Troaon montre une séquence transgressive type, se traduisant par une accentuation du caractère marin des dépôts mis en place successivement vers la terre ferme, sous l’effet de la transgression fini-holocène (fig. 5A). Trois unités stratigraphiques ont pu être distinguées.

25L’unité 1 repose sur le toit du substratum constitué de schistes dévoniens (fig. 5). Elle est composée de plusieurs niveaux tourbeux, riches en morceaux de bois et en débris de phragmites. En faible proportion, la fraction minérale est argilo-silteuse et présente un grain moyen compris entre 40 et 70 µm. L’épaisseur de ces dépôts organiques atteint 1,7 m au niveau du sondage T-C2 (fig. 5A). Les datations réalisées à la base et au sommet de cette unité s’échelonnent entre 6 250 cal.BP et 5 070 cal.BP, soit de la fin de l’Atlantique au début du Subboréal. Ces dépôts sont donc contemporains des tourbes qui affleurent au niveau des plus basses mers de vive-eau en Bretagne (Morzadec-Kerfourn, 1969 ; Visset et Bernard, 2006) et dont la mise en place est associée à un contexte de ralentissement de la transgression marine. L’analyse des foraminifères indique un niveau de sédimentation situé autour de 3,5 ± 0,52 m au-dessus du niveau moyen de la mer (fig. 6), correspondant à la limite entre l’étage supralittoral et le milieu terrestre, généralement occupée par les phragmites et Scirpus maritimus. Les assemblages sont dominés par Trochammina inflata et, secondairement, par Jadammina macrescens et Haplophragmoides wilberti. Deux niveaux tourbeux (unité 1B et 1D, fig. 6), dans lesquels les foraminifères sont totalement absents, témoignent d’un environnement de dépôt soustrait à l’influence marine et correspondent à une tourbe dulçaquicole. Le passage à un milieu plus continentalisé peut être attribué à un léger mouvement régressif, ou encore à l’exhaussement progressif de la tourbière littorale par sédimentation organique. L’unité 1 se termine par un niveau de vase tourbeuse (unité 1F) qui témoigne d’une influence marine accrue, probablement liée à une reprise de la transgression marine.

Tableau 1 : Datations radiocarbone et positionnement du niveau marin en rade de Brest/Radiocarbon dates and sea-level index points obtained in Bay of Brest

Tableau 1 : Datations radiocarbone et positionnement du niveau marin en rade de Brest/Radiocarbon dates and sea-level index points obtained in Bay of Brest

26L’unité 2 est essentiellement composée d’une vase grise argilo-silteuse (grain moyen compris entre 20 et 40 µm), contenant de nombreuses radicelles de végétation halophile. L’épaisseur de cette formation atteint 4,5 m au niveau du sondage T-C1 et décroît vers l’intérieur du marais maritime (fig. 5A). Les datations radiocarbone obtenues le long du sondage T-C2 s’étalent du Subboréal au Subatlantique, entre 4 740 cal.BP et 850 cal.BP, indiquant une mise en place dans un contexte de transgression marine continue. Dans l’ensemble, la composition en foraminifères est relativement homogène. Les assemblages sont dominés par Trochammina inflata et Jadammina macrescens (fig. 6). La fonction de transfert établit en moyenne un niveau de sédimentation situé à 2,7 ± 0,53 m au-dessus du niveau moyen de la mer, ce qui correspond à l’étage occupé par le haut schorre.

Figure 5 : Séquences stratigraphiques longitudinales des marais de Troaon (A), Porzguen (B) et Arun (C)/Sediment sequences across Troaon (A), Porzguen (B) and Arun salt marshes

Figure 5 : Séquences stratigraphiques longitudinales des marais de Troaon (A), Porzguen (B) et Arun (C)/Sediment sequences across Troaon (A), Porzguen (B) and Arun salt marshes

27Au sein de cette unité, deux passées sablo-vaseuses très riches en coquilles d’hydrobies et de coques sont identifiées (unités 2B et 2D). La granulométrie est plus grossière et le cortège de foraminifères associé est également différent du reste de l’unité 2. Les espèces carbonatées telles que Haynesina germanica et Elphidium spp. dominent (fig. 6). Ce type d’assemblage est caractéristique du bas schorre, voire de la haute slikke. La fonction de transfert fixe donc le niveau de sédimentation entre 0,6 ± 0,51 m et 1,3 ± 0,53 m au-dessus du niveau moyen de la mer. L’application de la technique MAT souligne toutefois l’absence d’équivalents actuels associés à ces assemblages. Ces deux niveaux de vase coquillière ne doivent pas être interprétés comme les témoins de pulsations transgressives, mais sont plutôt à considérer comme des dépôts de tempêtes, associés à la destruction brutale et à la reformation d’un cordon littoral protégeant auparavant le marais maritime. L’ouverture de brèches dans une accumulation située plus en avant sur l’estran a probablement entraîné le transfert rapide, vers l’intérieur du marais, de sédiments fins situés sur le bas de plage. Ce transfert a favorisé un certain brassage des populations de foraminifères occupant les différents étages littoraux, ce qui explique, d’une part, la forte proportion des espèces carbonatées dans les échantillons et, d’autre part, l’absence d’analogues modernes permettant de déterminer la position altitudinale de ces assemblages fossiles.

Figure 6 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage T-C2 (marais de Troaon)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole T-C2 (Troaon salt marsh)

Figure 6 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage T-C2 (marais de Troaon)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole T-C2 (Troaon salt marsh)

28L’unité 3 correspond à un dépôt argilo-silteux contenant une fraction organique importante, essentiellement constituée de radicelles en cours d’oxydation. Ce dépôt présente également un enrichissement en sable et une granulométrie croissante à mesure que l’on atteint la surface (fig. 6), en raison d’une probable modification des caractéristiques hydrodynamiques du marais maritime. Cette unité montre une épaisseur comprise en 0,6 et 1,2 m (fig. 5A). La datation effectuée à la base de cette unité indique une mise en place au cours du dernier millénaire de notre ère. La composition en foraminifères est assez semblable à celle de l’unité 2. Elle est dominée par Trochammina inflata et Jadammina macrescens et permet d’estimer le niveau de sédimentation à 2,8 ± 0,52 m au-dessus du niveau moyen de la mer (fig. 6).

Le marais de Porzguen : description de la stratigraphie et des unités stratigraphiques

29À l’instar du marais de Troaon, la séquence stratigraphique du marais de Porzguen est transgressive (fig. 5B). Trois unités stratigraphiques peuvent également être distinguées à la suite de l’analyse sédimentologique et de l’étude de la micro-faune (fig. 7).

30L’unité 1 repose sur des argiles issues de l’altération des schistes dévoniens (formation des schistes de Porzguen) constituant le substratum rocheux. D’une épaisseur de 1 m en moyenne, le dépôt argilo-silteux comporte une importante fraction organique et contient de nombreux macro-restes végétaux (fragments de bois, feuilles et radicelles). Cette unité stratigraphique est située à une altitude comprise entre -1,65 m et -0,65 m NGF. Les datations radiocarbone livrent des âges compris entre 5 510 cal.BP et 4 850 cal.BP et permettent de situer la mise en place de ce dépôt durant le Subboréal. Dans le détail, deux sous-unités peuvent être distinguées (fig. 7). La base de l’unité 1 (unité 1A) correspond à une formation de tourbière littorale, dont la mise en place s’échelonne entre 5 510 cal.BP et 5 400 cal.BP. Les assemblages de foraminifères sont dominés par Trochammina inflata et Haplophragmoides wilberti. Bien que certains échantillons n’aient pas d’équivalent actuel, la fonction de transfert établit le niveau de sédimentation à +3,4 ±0,55 m par rapport au niveau moyen de la mer. L’unité 1B est composée d’une vase tourbeuse et se distingue de l’unité 1A d’un point de vue granulométrique par un léger enrichissement en argile et un grain moyen situé autour de 40 µm. L’âge de ce dépôt est compris entre 5 400 cal.BP et 4 850 cal.BP. Les assemblages de foraminifères montrent une part plus importante de Jadammina macrescens aux dépens d’Haplophragmoides wilberti suggérant un niveau de sédimentation compris entre +2,8 et +3 ± 0,54 m par rapport au niveau marin moyen. Cette position altitudinale correspond à la partie inférieure du haut schorre.

31L’unité 2 est constituée d’une vase marine argilo-silteuse (fig. 7), plus organique à la base, dont l’épaisseur atteint 3,30 m au niveau du sondage P-C2 (fig. 5B) et dont la mise en place se situe durant le Subboréal. Les datations livrent des âges compris entre 4 850 cal.BP et 3 230 cal.BP. Les niveaux sableux rencontrés par le sondage Porz-C1 sont liés à la divagation du chenal principal de marée drainant le marais. La composition en foraminifères permet de distinguer deux sous-unités 2A et 2B. La partie inférieure de l’unité stratigraphique 2 (unité 2A) est dominée par Trochammina inflata et Jadammina macrescens et indique un niveau de sédimentation correspondant à la partie inférieure du haut schorre. En revanche, la partie supérieure de l’unité 2 (unité 2B) se caractérise par une diminution importante de Jadammina macrescens et la prédominance de Trochammina inflata dans les assemblages fossiles. Son abondance relative dépasse 90 % dans certains échantillons. Une telle proportion de Trochammina inflata n’est jamais retrouvée dans les échantillons prélevés à la surface des marais de Lanveur et d’Arun (figure 4). Ce type d’assemblage n’a donc aucun équivalent actuel et la fonction de transfert ne peut déterminer le niveau de sédimentation de façon satisfaisante. La raison qui explique cette surreprésentation de Trochammina inflata doit être recherchée dans les processus taphonomiques qui affectent les tests de foraminifères après leur mort. Avec une taille plus importante et un test souvent plus épais, Trochammina inflata résiste mieux à la fragmentation post-mortem et se retrouve en plus grande proportion dans les échantillons fossiles. Cette abondance nous livre néanmoins une information qualitative sur le niveau de sédimentation puisque Trochammina inflata est dominante dans les parties hautes du schorre, en limite avec les tourbières littorales occupées par les roselières à phragmites. Par conséquent, l’unité 2B peut être associée à un dépôt de haut schorre, voire de tourbière. En outre, l’absence totale de foraminifères à deux niveaux de l’unité 2B pourrait indiquer une continentalisation du milieu.

Figure 7 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage P-C2 (marais de Porzguen)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole P-C2 (Porzguen salt marsh)

Figure 7 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage P-C2 (marais de Porzguen)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole P-C2 (Porzguen salt marsh)

32L’unité 3 se compose d’une vase organique argilo-silteuse (fig. 7), très tassée, dont la mise en place est associée à un atterrissement progressif du marais, dans un contexte de stabilité relative du niveau marin tardi-holocène. La base de cette unité livre un âge de 3 230 cal.BP.

Le marais d’Arun : description de la stratigraphie et des unités stratigraphiques

33La séquence stratigraphique relevée dans le marais maritime d’Arun se compose de six unités bien différenciées, dont la mise en place est associée à plusieurs phases de construction/destruction de cordons littoraux, vraisemblablement dans un contexte de transgression marine (fig. 5C).

34L’unité 1 se compose d’un matériel sablo-graveleux reposant entièrement sur le substratum rocheux (schistes dévoniens) dont elle comble une légère dépression topographique. L’épaisseur de ce dépôt atteint 1,5 m au niveau du sondage A-C11 et décroît vers le sondage A-C1, avant de disparaître totalement (fig. 5C). La nature et l’épaisseur du matériel sédimentaire nous incitent à considérer cette unité stratigraphique comme le témoin d’un ancien cordon étalé dont la mise en place serait associée à une phase de transgression marine ayant amenée le niveau de la mer à un niveau proche de l’actuel vers 3 000 BP. Ainsi s’explique la position interne de ce dépôt par rapport au cordon actuel.

35L’unité 2 est constituée d’un matériel sablo-vaseux (fig. 8 et 9) comportant de nombreux débris coquilliers ainsi que des macro-restes végétaux. Le grain moyen est d’environ 200 µm et indique une sédimentation en milieu relativement ouvert sur le large. Au niveau du sondage A-C14, la datation obtenue à la base de cette unité donne un âge de 2 820 cal.BP et fixe la mise en place de ce dépôt à la transition Subboréal/Subatlantique. Les assemblages de foraminifères sont dominés par Trochammina inflata et Jadammina macrescens et sont caractéristiques de la partie supérieure du haut schorre (fig. 8). Le niveau de sédimentation est situé autour de +2,8 ± 0,53 m par rapport au niveau moyen de la mer et indique que cette unité correspond à un dépôt de haut d’estran.

36L’unité 3 se compose d’un matériel sablo-graveleux à la base et sableux au sommet, sur une épaisseur totale de 0,5 m. Ce niveau ne contient aucun foraminifère (fig. 8) et correspond à un dépôt d’overwash affectant un cordon littoral situé dans une position similaire à la flèche actuelle. Cet épisode érosif, probablement lié à une succession d’épisodes tempétueux, n’a pas été daté précisément. Compte tenu de sa position stratigraphique, nous pouvons néanmoins proposer un âge compris entre 2 800 cal.BP et 2 370 cal.BP, correspondant à la transition Subboréal/Subatlantique.

37L’unité 4 correspond à une vase argilo-silteuse (grain moyen compris entre 30 µm et 50 µm), très organique, contenant de nombreuses radicelles de plantes halophiles. Son épaisseur varie entre 1,3 m et 0,7 m. Sa mise en place s’échelonne entre 2 370 cal.BP et 1 600 cal.BP. Les assemblages de foraminifères fossiles sont dominés par Trochammina inflata et Jadammina macrescens, indiquant un niveau de sédimentation de haut schorre. Sur le sondage Arun-C14, l’abondance de Trochammina inflata suppose toutefois un niveau de sédimentation plus élevé au sommet qui pourrait être le résultat d’une légère régression marine datant de l’Âge du Bronze et se terminant à l’époque gallo-romaine, comme le suggère M.-Th. Morzadec-Kerfourn (1969).

Figure 8 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage A-C14 (marais d’Arun)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole A-C14 (Arun salt marsh)

Figure 8 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage A-C14 (marais d’Arun)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole A-C14 (Arun salt marsh)

Figure 9 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage A-C10 (marais d’Arun)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole A-C10 (Arun salt marsh)

Figure 9 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage A-C10 (marais d’Arun)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole A-C10 (Arun salt marsh)

38L’unité 5 se rencontre uniquement sur le sondage A-C10 (fig. 9) où elle forme un dépôt sablo-graveleux (grain moyen supérieur à 1 mm) d’une épaisseur d’un mètre environ. À l’exutoire du chenal de marée, ce dépôt est également visible en coupe sur l’une des berges sapée en microfalaise. Compte tenu de son étendue, sa mise en place ne doit pas être associée à un événement d’overwash localisé, mais plutôt à une phase érosive plus générale impliquant le recul et l’écrêtement complet d’un cordon littoral. Ce cordon devait former une flèche assez identique à la flèche actuelle, qui aurait contraint le chenal de vidange du marais à décrire un méandre pour rejoindre la mer.

39La mise en place de l’unité 6 débute vers 1 600 cal.BP par une sédimentation argilo-silteuse (grain moyen d’environ 50 µm). Cette vase contient également une fraction organique importante. Elle représente la phase finale du remplissage sédimentaire du marais maritime d’Arun. La partie sommitale de cette unité est plus organique (unité 6B) et contient de nombreux débris végétaux en voie de décomposition. Les assemblages de foraminifères sont dominés par Trochammina inflata et Jadammina macrescens caractéristiques d’un environnement de haut schorre (fig. 8 et 9). La fonction de transfert détermine le niveau de sédimentation à +3 ± 0,57 m par rapport au niveau moyen de la mer.

Courbes des variations relatives du niveau marin

40Le long du sondage P-C2, cinq datations radiocarbone ont permis de caler dans le temps les fluctuations du niveau de la mer estimées par l’application de la fonction de transfert aux assemblages de foraminifères fossiles (fig. 10A). Les assemblages présents dans le niveau de tourbe littorale, à la base du sondage, indiquent que, lors de son dépôt, le sédiment se situait à 3,46 ± 0,56 m au-dessus du niveau moyen de la mer. Or, cet échantillon est désormais situé à une altitude de -1,64 m NGF, soit 2,02 m sous le niveau moyen de la mer actuel en rade de Brest. Ces données permettent donc de déterminer l’ancienne position du niveau marin à -5,5 m (3,46 m + 2,02 m) par rapport à l’actuel aux alentours de 5 500 cal.BP.

41À partir de cette date et jusqu’à 3 200 cal.BP, la remontée du niveau marin s’effectue rapidement, à une vitesse moyenne de 2 mm/an. Le niveau marin atteint alors une position voisine de l’actuelle, située à -0,9 m par rapport à aujourd’hui. Après 3 200 cal. BP, les données recueillies dans ce secteur sont insuffisantes pour déterminer les variations du niveau marin.

42Le long du sondage T-C2, les niveaux tourbeux de base ont permis de déterminer la position relative du niveau marin à 5 m en dessous de sa position actuelle entre 6 250 cal.BP et 5 070 cal.BP, ce qui semble indiquer un certain stationnement du niveau marin durant cette période. Cette phase de stabilité est suivie d’une remontée rapide du niveau marin entre 5 070 et 4 030 cal.BP (fig. 10B), à une vitesse de 2,4 mm/an. La courbe se caractérise ensuite par deux oscillations de forte amplitude, amenant le niveau marin relatif à un niveau proche de l’actuel. Ces deux pics correspondent à des dépôts de tempête, probablement associés à une phase de rupture du cordon protégeant initialement le marais de Troaon. À partir de 3 200 cal.BP, le niveau marin connaît une transgression régulière qui se poursuit à un rythme d’environ 1 mm/an jusqu’à 850 cal.BP, date à laquelle il atteint alors une position voisine de l’actuelle (fig. 10B).

43La courbe déduite du sondage A-C14 débute vers 2 820 cal.BP et établit la position du niveau marin aux alentours de -3,3 m par rapport à l’actuel (fig. 10C). Une série d’oscillations mineures marquent ensuite la transgression marine et doivent également être attribuées aux phases de destructions successives du cordon littoral protégeant le marais d’Arun. Si l’on omet ces petites fluctuations, la courbe illustre un mouvement transgressif assez régulier jusqu’à aujourd’hui. Le niveau marin s’élève progressivement à une vitesse moyenne de 1,2 mm/an. Les résultats obtenus pour le sondage A-C10 suggèrent une tendance similaire pour le dernier millénaire (fig. 10D).

Figure 10 : Courbes de remontée du niveau de la mer basées sur les datations radiocarbone et sur l’analyse des foraminifères présents dans les sondages de référence P-C2 (A), T-C2 (B), A-C14 (C) et A-C10 (D)/Relative sea-level curves and index points obtained using foraminiferal-based transfer function: borehole P-C2 (A), T-C2 (B), A-C14 (C) and A-C10 (D)

Figure 10 : Courbes de remontée du niveau de la mer basées sur les datations radiocarbone et sur l’analyse des foraminifères présents dans les sondages de référence P-C2 (A), T-C2 (B), A-C14 (C) et A-C10 (D)/Relative sea-level curves and index points obtained using foraminiferal-based transfer function: borehole P-C2 (A), T-C2 (B), A-C14 (C) and A-C10 (D)

E. Superposition des quatre courbes soulignant les différences importantes dans les résultats obtenus d’un site à un autre. F. Courbe dressée uniquement d’après le positionnement des niveaux datés au 14C.

Superposition of the four curves (E) and sea-level curve only based on sea-level index points (F).

44La superposition des quatre courbes de remontée relative du niveau marin, obtenues à partir des sondages de référence, révèle des écarts importants dans les reconstitutions basées sur l’utilisation de la fonction de transfert (fig. 10E). Les plus grandes différences concernent les tendances enregistrées au cours des 3 000 dernières années. En effet, vers 3 000 cal.BP, la courbe dressée à partir du sondage P-C2 estime la position du niveau marin au voisinage de l’actuel, tandis que les courbes obtenues sur Troaon et Arun la situe 3 m en dessous. Dans le premier cas, le niveau de la mer aurait connu une relative stabilité durant les trois derniers millénaires. Dans les autres cas, il aurait enregistré un mouvement transgressif régulier jusqu’à aujourd’hui, à une vitesse moyenne de 1 mm/an. L’hypothèse permettant de concilier ces deux cas de figure fait intervenir une légère régression marine entre 3 200 et 2 800 cal.BP (fig. 10F).

Discussion

Erreurs et incertitudes

45La première source d’incertitude concerne le fait que la fonction de transfert n’a trouvé aucun équivalent actuel pour une trentaine d’échantillons analysés, dont trois ont été datés au radiocarbone (n° 4, 7, 9, fig. 4) et ont servi à construire notre courbe de remontée du niveau marin. Les lacunes de ce type sont fréquemment rencontrées dans les travaux utilisant les fonctions de transfert comme outils pour déterminer les anciennes positions du niveau marin relatif (Edwards et Horton, 2000 ; Horton et Edwards, 2006). L’absence d’équivalent actuel tient généralement aux processus taphonomiques affectant les tests de foraminifères après leur mort (fragmentation, dissolution). Pour ces échantillons, le positionnement altitudinal du niveau marin est seulement approximatif, le modèle statistique s’appuyant sur des assemblages fossiles incomplets (Massey et al., 2006).

46La seconde source d’erreur concerne le tassement des sédiments après leur dépôt qui n’a pas été pris en compte dans cette étude. Bien que cette question soit fréquemment abordée par les auteurs (Pirazzoli, 1976 ; Cahoon et al., 1995 ; Vella, 1999, 2004 ; Vella et Provansal, 2000 ; Long et al., 2006 ; Edwards, 2006), il n’existe pas, à ce jour, de méthodologie commune à l’ensemble de la communauté scientifique pour corriger ce type d’erreur (Massey et al., 2008). Cela tient en grande partie au manque de modèle géotechnique capable d’intégrer la compaction des dépôts au sein de stratigraphies complexes. Toutefois, en rade de Brest, les niveaux tourbeux rencontrés à la base des stratigraphies comprennent une fraction minérale importante (environ 30 %) qui atténue la compaction et limite les erreurs potentielles de positionnement du niveau marin. En outre, une grande majorité des datations a été effectuée sur des niveaux de vase peu compressibles.

47Enfin, des erreurs éventuelles de datations ne peuvent pas être totalement exclues et ont pu nous conduire à un mauvais positionnement dans le temps de quelques niveaux marins. En effet, plusieurs datations ont été réalisées sur la matière organique totale présente dans les échantillons. Or, ces échantillons ont pu contenir du carbone de pollution, plus récent ou plus ancien, dont la présence est due à des phénomènes d’imprégnation ou de redéposition (Delibrias et Giot, 1970). Comme le rappelle J. Evin (1986), le carbone de pollution a le même état chimique que celui de l’origine et ne peut donc être éliminé en toute certitude par le biais de traitement en laboratoire. Par conséquent, les résultats doivent être interprétés avec la plus grande précaution.

Comparaison régionale (avec la courbe de Morzadec-Kerfourn)

48Dans la figure 11, la courbe dressée en rade de Brest est comparée avec celle de M.-Th. ­Morzadec-Kerfourn (1974) obtenue pour le nord du Finistère dont les dates ont été corrigées par calibration (tableau 2) au moyen du logiciel Calib 6.0, selon la même méthode que celle décrite précédemment. Ces courbes se réfèrent au niveau des pleines mers de vive-eau (PMVE) actuelles. Les deux courbes présentent grossièrement la même allure. La remontée du niveau marin depuis 6 500 cal.BP se décline en quatre étapes.

49Tout d’abord, entre 6 500 BP et 5 000 cal.BP, le niveau de la mer montre une relative stabilité. La courbe de la rade de Brest estime cependant le niveau des pleines mers de vive-eau autour de -5,5 m sous son niveau actuel, tandis que la courbe dressée dans le nord du Finistère envisage un stationnement à -8,8 ± 1 m. Cet écart résulte vraisemblablement d’un tassement plus important des niveaux tourbeux étudiés par M.-Th. Morzadec-Kerfourn, dont l’épaisseur atteint parfois 1 m. Dans le nord Finistère, ces niveaux affleurent désormais sur l’estran, en avant de cordons dunaires qui les ont transgressés. Ces dépôts ont donc subi un effet de compaction important lors du recul vers l’intérieur des terres des cordons littoraux. Les habitats côtiers du Néolithique, comme ceux du Curnic à Guisseny, qui sont aujourd’hui submergés puisqu’ils se situent au niveau actuel de mi-marée, correspondent à cette période de bas niveau marin. Ils apparaissent désormais sur les estrans à la faveur de fortes marées ou de tempêtes, et indiquent que durant toute la période néolithique, la mer s’est maintenue à un niveau bien inférieur à l’actuel. De nombreux monuments mégalithiques ont également été construits à cette époque, vraisemblablement hors d’atteinte de la mer. Le menhir de Men Ozac’h en Plouguerneau a été élevé entre 5 000 et 4 500 cal.BP. Or, sa base se trouve actuellement à 6,4 m au-dessous des plus hautes mers actuelles. De nombreux témoins archéologiques, contemporains de cette phase de relative stabilité du niveau de la mer, existent également dans le golfe du Morbihan (cercle de menhirs d’Er-Lannig) et dans le sud du Finistère (menhir de Pen-Laouig dans la rivière de Pont-l’Abbé, menhir de Lesconil à Plobannalec, dolmen d’Ezer à Loctudy) (Le Gouletquer et Kayser, 1992 ; Giot, 1992). Enfin, la tourbe dulçaquicole retrouvée sur la plage de Gwen Trez à Argenton affleure actuellement entre 4 et 5 m sous les plus hautes mers. Ce dépôt est daté de 4 430 cal.BP et précède immédiatement un niveau de tourbe littorale témoignant d’une reprise de la transgression (tableau 2). Notons, par ailleurs, que cette phase de stabilité relative du niveau marin a également été mise en évidence dans le nord de la France (bassin de Saint-Omer) par E. Gandouin et al. (2007).

50Figure 11 : Comparaison des courbes des variations du niveau marin relatif dressées en rade de Brest et dans le nord Finistère (les datations marquées par des lettres sont référencées dans le tableau 2)/Comparison between relative sea-level curves obtained in the Bay of Brest and in the north-western part of Brittany (dates with letters are detailed in table 2)

51Ensuite, entre 4 500 et 3 200 cal.BP, le niveau marin connaît une transgression relativement plus rapide, estimée à 2 mm/an en rade de Brest. Les vitesses de remontée proposées par M.-Th. ­Morzadec-Kerfourn (1974) sont supérieures (environ 4 mm/an), dans la mesure où l’auteur fait démarrer la transgression quelques mètres en dessous du niveau estimé en rade de Brest. La mer recouvre les sites et les tourbières néolithiques. Des cordons littoraux viennent fermer de petites dépressions côtières et assurent la mise en place de nouvelles tourbières à l’abri de l’agitation marine. Le niveau de tourbe littorale retrouvé à Lampaul-Plouarzel se situe au voisinage des plus hautes mers actuelles et tend à prouver que la mer a atteint, à la fin du Subboréal, un niveau proche de l’actuel vers 3 200 cal.BP (fig. 11). Par ailleurs, cette phase transgressive est également reconnue dans le sud de la Bretagne, entre la presqu’île de Rhuys et la rivière d’Étel par L. Visset et J. Bernard (2006).

52Puis, entre 3 200 et 2 800 cal.BP, les deux courbes envisagent une légère régression marine relative. Pour M.-Th. Morzadec-Kerfourn (1974), la baisse du niveau marin aurait pu atteindre 4 m durant cette période. Les données acquises en rade de Brest suggèrent cependant une phase régressive d’amplitude plus modeste d’environ 2 m. Notons que ces résultats apparaissent en contradiction avec le mouvement transgressif enregistré durant cette période sur l’île d’Oléron (Clavé et al., 2001) et dans l’estuaire de la Gironde (Pontee et al., 1998). Ils seront discutés plus en détail dans le point suivant de notre discussion.

53Enfin, à partir de 2 800 cal.BP, les données acquises en rade de Brest et en Finistère nord indiquent une reprise de la transgression marine à un rythme de 1 mm/an en moyenne jusqu’à aujourd’hui. Cette remontée lente du niveau marin au cours des derniers millénaires est attestée par la plupart des études effectuées sur la façade atlantique française. Seuls R. L. Jones et al. (1987) font intervenir une baisse du niveau de la mer sur l’île de Jersey entre 1 500 cal.BP et aujourd’hui, qu’ils attribuent toutefois à des effets de soulèvement et d’affaissement locaux.

Tableau 2 : Datations radiocarbone des tourbes d’estran et de quelques témoins archéologiques du nord Finistère permettant le positionnement des PMVE/Radiocarbon data obtained in the north-western part of Brittany

Site Matériel Code labo. Age 14C BP ± 1s Age cal. BP ± 2s
min.(med).max
Alt. NGF (m) Niveau des PMVE (m) Source
a Santec tourbe dulçaquicole Gif 818 2330 ± 105 2122 (2378) 2716 2 < -2,8 ± 1 M.-K. (1969)
b Lampaul-Plouarzel tourbe littorale Gif 712 3020 ± 110 2923 (3200) 3447 3,5 0 ± 1 M.-K. (1969)
c Plouescat (sommet) tourbe littorale Gif 710 3390 ± 120 3380 (3646) 3926 2,5 -2,2 ± 1 M.-K. (1969)
d Plounéour-Trez tourbe littorale Gif 1300 1390 ± 120 1055 (1303) 1540 2 -2,7 ± 1 M.-K. (1969)
e Argenton (B) tourbe littorale Gif 815 3620 ± 125 3610 (3943) 4294 0 -3,9 ± 1 M.-K. (1969)
f Trézien tourbe dulçaquicole Gif 714 3660 ± 115 3690 (4000) 4300 1,5 < -2,2 ± 1 M.-K. (1969)
g Argenton (C) tourbe dulçaquicole Gif 816 3970 ± 135 4084 (4432) 4830 -0,5 < -4,4 ± 1 M.-K. (1969)
h Plouescat (base) tourbe dulçaquicole Gif 711 4120 ± 140 4234 (4635) 4976 2 < -2,7 ± 1 M.-K. (1969)
i Plouguerneau (base) tourbe dulçaquicole Gif 282 4250 ± 250 4147 (4810) 5472 4 < -0,5 ± 1 M.-K. (1969)
j Brignogan tourbe dulçaquicole Gif 75 4980 ± 120 5567 (5732) 5950 3 < -1,7 ± 1 M.-K. (1969)
k Ploudalmézeau tourbe littorale Gif 766 5770 ± 150 6288 (6581) 6933 -4,4 -8,8 ± 1 M.-K. (1969)
l Kerlouan (Le lerret) archéo. (base d’une allée couverte) - ≈ 4300 ≈ 4300 - < -5,7 Giot (1968)
m Le Kernic (Roc’hou Braz) archéo. (base d’une allée couverte) - ≈ 4300 ≈ 4300 - < -3,2 Giot (1968)
n Guissény (Le Curnic) archéo. (briquetage proto-historique) Gif 160 2750 ± 150 2469 (2888) 3266 0 < -3,9 Giot (1968)
o Plouguerneau archéo. (base du Menhir de Men Ozac’h, St-Cava) - ≈ 4700 ≈ 4700 -2 < -6,4 Giot (1968)
p Guissény (Le Curnic) archéo. (foyer sur une tourbière) Gif 355 5510 ± 250 5734 (6300) 6860 -0,1 < -4 Giot (1970a)
q Guissény (Le Curnic) archéo. (pièce de monnaie de Tretricus dans vivier) - 1730 1730 - < 0 Sanquer (1968)

Sur l’éventualité d’un épisode régressif à l’Âge du Bronze

54Le caractère oscillatoire de la transgression post-glaciaire avancé par la plupart des auteurs dans les années 1960-1970 (Fairbridge, 1961 ; Ters, 1973) a été progressivement remis en cause au cours des deux dernières décennies, grâce à l’acquisition de données de terrain plus précises permettant un meilleur positionnement des anciens niveaux marins. Dans les régions tectoniquement stables, l’absence d’oscillations importantes du niveau global des mers au cours des 6 000 dernières années fait désormais l’objet d’un assez large consensus. En s’appuyant sur plusieurs modèles de déglaciation établis avec précision pour la période Holocène, K. Lambeck (1997) a montré que des oscillations de plusieurs mètres en seulement quelques siècles étaient difficilement envisageables. Plus récemment, R.A. Kendall et al. (2008) se sont intéressés à l’impact sur le niveau marin qu’aurait entraîné la vidange brutale du lac Aggasiz-Ojibway vers 8 200 cal.BP, considéré comme un événement majeur de la phase de déglaciation holocène. Pour les auteurs, cet épisode n’aurait produit qu’une élévation globale du niveau des mers d’environ 40 cm. W. R. Gehrels (2009) rappelle alors qu’il est improbable que des changements d’ampleur équivalente aient pu se reproduire plus tard au cours de l’Holocène. Selon l’auteur, les courbes dressées en Europe de l’ouest montrent que la variabilité centennale du niveau marin durant la fin de ­l’Holocène n’a pas dépassé 20 cm (Gehrels, 2009).

55Face à de tels arguments, il convient de s’interroger sur l’hypothèse d’un épisode régressif relatif datant de l’Âge du Bronze reconnu en rade de Brest et dans le nord Finistère. À ce jour, cette hypothèse repose seulement sur deux dates radiocarbone (n° 1, fig. 4 ; n° b, tableau 2) témoignant d’un haut niveau marin proche de l’actuel vers 3 200 cal.BP. Si l’on fait exception de ces deux dates, on peut aisément envisager un mouvement transgressif sans fluctuation majeure depuis 6 500 cal.BP jusqu’à aujourd’hui.

56Pourtant, plusieurs études récentes réalisées dans la partie orientale de la Manche et en Mer du Nord viennent appuyer les résultats obtenus à ce jour en rade de Brest. Tout d’abord, la courbe dressée par K.-E. Behre (2007) sur les côtes hollandaise, allemande et danoise de la Mer du Nord fait état de plusieurs épisodes régressifs au cours des 5 000 dernières années, dont le plus important (épisode R2) se situe à l’Âge du Bronze, entre 3250 et 3000 cal.BP. L’amplitude de cette régression marine est comprise entre 1,6 et 2 m et ne peut s’expliquer par le simple fait des rejeux glacio-isostatiques. Cette baisse relative du niveau marin correspond également à l’épisode Fenland V reconnu dans le sud-est de l’Angleterre (Shennan, 1986) qu’une étude plus récente, menée dans la région de Norfolk à partir d’une fonction de transfert utilisant les foraminifères, est venue confirmer (Horton et Edwards, 2005). L’amplitude du mouvement régressif aurait pu atteindre 3 m selon les auteurs. Enfin, les travaux de E. Gandouin et al. (2007) réalisés dans le bassin de Saint-Omer dans le nord de la France insistent également sur le caractère oscillatoire de la transgression marine holocène. Les sondages effectués dans la partie amont du bassin montrent un remplissage sableux important attribué au Dunkerque I, traduisant un retour à des conditions marécageuses et fluviatiles qui témoignent d’une régression marine entre 3 000 et 2 500 cal.BP.

57Il ne s’agit pas ici de trancher la question du caractère oscillatoire de la transgression marine holocène. Néanmoins, rappelons qu’en Bretagne occidentale, la petite régression de l’Âge du Bronze a toujours été avancée comme élément explicatif de la mise en place des principaux massifs dunaires de la région, à travers l’exondation de vastes surfaces sableuses propices à la déflation éolienne (Hallégouët, 1978 ; Guilcher et Hallégouët, 1991). Les données archéologiques (tels que les vieux sols qui donnent les éléments post quem pour la mise en place des dunes) montrent que très généralement les systèmes dunaires de Bretagne sont postérieurs au Néolithique et à l’Âge du Bronze, que la plupart des dunes anciennes sont contemporaines de l’Âge du Fer dont des cimetières, des habitats ou des installations industrielles s’y trouvent interstratifiés (Giot, 1968, 1970b ; Le Roux, 1971). Récemment, les fouilles archéologiques du site néolithique de Beg ar Louet sur l’île de Molène ont également révélé une phase d’ensablement importante au cours du Bronze moyen (Lyon-3530 [GrA] : 1494-1317 cal.BC), après abandon définitif du site (Pailler et al., 2010). Cette période correspond donc à une phase de changements morphologiques et paysagers importants sur les côtes bretonnes. Toutefois, faute de données suffisantes sur les anciennes positions du niveau marin relatif, il reste difficile d’affirmer à ce jour que ces modifications paysagères trouvent leur origine dans une éventuelle régression marine. L’acquisition de données supplémentaires paraît donc nécessaire pour lever les doutes sur cet épisode régressif, dans l’optique d’une meilleure connaissance paléoenvironnementale et géoarchéologique de la région.

58Enfin, L. Lespez et al. (2010) ont récemment montré qu’à elles seules, les variations du bilan sédimentaire côtier suffisaient à expliquer les changements géographiques majeurs enregistrés dans la basse vallée de la Dives (Normandie) entre 3000 et 2500 cal.BP. Cette période correspond à une phase d’inondation des marécages par la mer. Cette influence marine n’est pas associée à une pulsation transgressive du niveau marin relatif, mais ferait suite à l’ouverture épisodique de brèches au sein du cordon littoral protégeant ces marais, voire à sa destruction pure et simple à la suite d’épisodes météo-marins paroxysmaux. Un renforcement des forçages hydrodynamiques à l’Âge du Fer sur le littoral de la Manche est, en effet, avéré puisque des indices de tempêtes extrêmement violentes ont été reconnus en Baie de Seine vers 2 700 cal.BP (Sorrel et al., 2009) et en Baie du Mont-Saint-Michel vers 3 000 cal. BP (Billeaud et al., 2007). Ces épisodes érosifs s’inscriraient dans une phase de péjoration climatique enregistrée à l’échelle du nord-ouest de l’Europe durant cette période (Van Geel et al., 1996). Ainsi, la plus grande ouverture des marais de la Dives aux influences tidales aurait entraîné la transformation des tourbières dulçaquicoles en véritable schorre. Cet exemple nous incite, une fois de plus, à rester prudent quant aux résultats de l’étude que nous avons mené sur les variations relatives du niveau marin en rade de Brest. Les marais maritimes de la rade sont de dimension modeste et sont protégés par des flèches de galets dont une étude récente a révélé leur relative mobilité au cours des dernières décennies en lien avec l’activité morphogène des tempêtes (Stéphan, 2008). Certes, la rade de Brest présente un caractère d’abri particulièrement prononcé. Néanmoins, on ne peut exclure l’intervention d’épisodes tempétueux ayant modifié temporairement le degré de confinement des zones d’arrière-cordon ainsi que les conditions de sédimentation au sein des marais maritimes, perturbant ainsi les reconstitutions des variations relatives du niveau marin.

Conclusion

59Depuis les travaux de M.-Th. Morzadec-Kerfourn (1969, 1974), aucune étude sur les variations holocènes du niveau marin n’avait été réalisée en Bretagne occidentale. L’analyse litho- et bio­stratigraphique des séquences sédimentaires préservées au sein des trois marais d’arrière-cordon étudiés en rade de Brest a donc permis de réactualiser les données sur l’eustatisme dans ce secteur. La méthode utilisée pour déterminer les anciennes positions du niveau marin s’est appuyée sur la mise au point et l’utilisation d’une fonction de transfert basée sur les assemblages de foraminifères. Cette méthode a permis d’effectuer des estimations du niveau marin avec une précision moyenne d’environ ± 50 cm pour une quinzaine d’échantillons de tourbe et de vase marine datés au 14C. Les résultats obtenus présentent une part d’incertitude non négligeable en raison notamment des effets de tassement du matériel sédimentaire qui n’ont pas été corrigés. En outre, les changements plus ou moins importants des conditions de sédimentation au sein des marais maritimes se sont soldés par des fluctuations mineures dans les reconstitutions du niveau marin, perturbant le véritable signal eustatique. Néanmoins, cette méthodologie a permis d’effectuer des estimations du niveau marin à partir de dépôts de vase assez peu compressible, offrant ainsi une meilleure reconstitution du mouvement eustatique fini-holocène par rapport aux études antérieures uniquement basées sur l’analyse des niveaux tourbeux. Malgré quelques écarts significatifs, la courbe obtenue en rade de Brest présente une allure similaire à celle dressée par M.-Th. Morzadec-Kerfourn (1974) dans le nord Finistère. Un épisode régressif est notamment suspecté entre 3 200 et 3 000 cal.BP. Or, cette baisse particulièrement rapide du niveau marin pose question car elle n’est pas enregistrée de manière systématique sur les autres façades maritimes françaises (Lambeck, 1997 ; Vella et Provansal, 2000), ni même sur les côtes de Belgique (Denys et Beateman, 1995) ou du sud-ouest de l’Angleterre (Shennan et Horton, 2002). Quelques études récentes menées en Mer du Nord (Behre, 2007), dans le sud-est de l’Angleterre (Horton et Edwards, 2005) et dans le nord de la France (Gandouin et al., 2007) font toutefois mention d’une régression d’amplitude significative à la fin de l’Âge du Bronze. Notre étude réactualise ainsi le débat autour du caractère oscillatoire de la transgression holocène, sans apporter de réponse définitive. Toutefois, un travail important a été engagé à l’automne 2008 en réalisant de nouveaux carottages dans cinq marais maritimes du nord Finistère. L’acquisition d’une trentaine de dates radiocarbone supplémentaires devrait nous permettre de proposer une interprétation plus détaillée des variations relatives du niveau marin dans cette région au cours des derniers millénaires.

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Table des illustrations

Titre Figure 1 : Positions du niveau marin et tendances déterminées à partir de différents témoins sédimentaires, biologiques et archéologiques sur les façades méditerranéennes et Manche-Atlantique-Mer du Nord françaises, belges et anglaises/Sea-level index points and trend along the French, Belgian and south-England coasts
Légende (d’après Shennan et Horton, 2002 ; Denys et Baeteman, 1995 ; Lambeck, 1997 ; Aloisi et al., 1978 ; Laborel et al., 1994 ; Morhange et al., 1996, 2001 ; Vella et Provansal, 2000)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 649k
Titre Figure 2: Localisation des secteurs d’étude/Location of studied site
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 554k
Titre Figure 3 : Localisation des secteurs d’étude, des points de carottage et des transects utilisés pour étudier la répartition altitudinale des foraminifères/Location of boreholes and transects in Bay of Brest
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 1,4M
Titre Figure 4: Répartition des foraminifères le long des transects réalisés dans les marais de Lanveur et Arun en rade de Brest/Foraminiferal abundances in Lanveur and Arun salt marshes. Transect elevation, sediment samples and vegetation zones are also outlined
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 499k
Titre Tableau 1 : Datations radiocarbone et positionnement du niveau marin en rade de Brest/Radiocarbon dates and sea-level index points obtained in Bay of Brest
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 585k
Titre Figure 5 : Séquences stratigraphiques longitudinales des marais de Troaon (A), Porzguen (B) et Arun (C)/Sediment sequences across Troaon (A), Porzguen (B) and Arun salt marshes
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 466k
Titre Figure 6 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage T-C2 (marais de Troaon)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole T-C2 (Troaon salt marsh)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 528k
Titre Figure 7 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage P-C2 (marais de Porzguen)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole P-C2 (Porzguen salt marsh)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 446k
Titre Figure 8 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage A-C14 (marais d’Arun)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole A-C14 (Arun salt marsh)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 537k
Titre Figure 9 : Lithostratigraphie et biostratigraphie (foraminifères) du sondage A-C10 (marais d’Arun)/Lithostratigraphy and biostratigraphy (foraminifera): borehole A-C10 (Arun salt marsh)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 443k
Titre Figure 10 : Courbes de remontée du niveau de la mer basées sur les datations radiocarbone et sur l’analyse des foraminifères présents dans les sondages de référence P-C2 (A), T-C2 (B), A-C14 (C) et A-C10 (D)/Relative sea-level curves and index points obtained using foraminiferal-based transfer function: borehole P-C2 (A), T-C2 (B), A-C14 (C) and A-C10 (D)
Légende E. Superposition des quatre courbes soulignant les différences importantes dans les résultats obtenus d’un site à un autre. F. Courbe dressée uniquement d’après le positionnement des niveaux datés au 14C.
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 345k
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/3659/img-12.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Pierre Stéphan, « Colmatage sédimentaire des marais maritimes et variations relatives du niveau marin au cours des 6 000 dernières années en rade de Brest (finistère) », Norois, 220 | 2011, 9-37.

Référence électronique

Pierre Stéphan, « Colmatage sédimentaire des marais maritimes et variations relatives du niveau marin au cours des 6 000 dernières années en rade de Brest (finistère) », Norois [En ligne], 220 | 2011, mis en ligne le 30 novembre 2013, consulté le 19 octobre 2017. URL : http://norois.revues.org/3659 ; DOI : 10.4000/norois.3659

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Auteur

Pierre Stéphan

Géomer – UMR 6554 CNRS LETG (Université de Bretagne Occidentale), Institut Universitaire Européen de la Mer – Technopole Brest-Iroise, place Nicolas-Copernic – 29 280 Plouzané, France pierre.stephan@univ-brest.fr

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