Introduction

1Les cordons de galets se répartissent préférentiellement le long des côtes des hautes et moyennes latitudes. Ils jouent souvent un rôle de barrière lors des épisodes de tempête, au même titre que certains ouvrages de défense côtière (Morel, 1997). Le plus souvent, ces cordons ne comptent qu’une seule crête susceptible d’être franchie et détruite par les vagues lors d’événements météo-marins de forte intensité, conduisant à un roulement des accumulations sur elles-mêmes (mécanisme connu sous le nom de rollover) et, dans certains cas, à l’ouverture de brèches. Dans un contexte de réchauffement climatique global, de hausse accélérée du niveau de la mer (GIEC, 2007 ; Cazenave et Llovel, 2010 ; Planton et al., 2012) et d’augmentation suspectée de la fréquence et/ou de l’intensité des tempêtes dans certaines régions des hautes et moyennes latitudes (Lozano et al., 2004 ; Gastineau et Soden, 2009 ; Menéndez et Woodworth, 2010), les cordons de galets apparaissent comme des formes potentiellement vulnérables, notamment lors d’épisodes tempétueux extrêmes. Pourtant, l’analyse des dépôts sédimentaires mis en place à l’abri de ces formes d’accumulation, dans les marais maritimes, mettent en lumière leur robustesse et leur pérennité sur des périodes longues de plusieurs milliers d’années (Duffy et al., 1989 ; Long et Hughes, 1995 ; Soons et al., 1997 ; Isla et Bujalesky, 2000 ; Plater et al., 2009), témoignant inévitablement d’une forte capacité de résistance et d’un fort potentiel de récupération à la suite d’événements paroxysmiques (Orford, 2011). La compréhension du fonctionnement de ces cordons sur des échelles de temps épisodiques à pluri-centennales requiert donc une attention toute particulière, notamment dans une optique de gestion durable des littoraux ou de meilleure prévention des risques côtiers.

2Dans ce contexte, les nombreux cordons de galets qui bordent les rivages de la rade de Brest ont fait l’objet d’un effort de recherche particulier au cours des dix dernières années, dans le cadre d’actions de gestion du trait de côte et de mise en valeur du patrimoine naturel côtier portées par les collectivités territoriales (Stéphan et al., 2012). Les phases de mise en place et de destruction des cordons littoraux lors des derniers millénaires ont été retracées sur plusieurs secteurs, soulignant la longue durée de vie de ces formes d’accumulation (Stéphan, 2011a) qui apparaissent aujourd’hui comme des formes héritées d’une période d’abondance sédimentaire (Stéphan, 2011b). Toutefois, l’analyse fine de la mobilité des cordons au cours des dernières décennies a révélé une tendance récente à l’érosion (Stéphan, 2011c) et a montré que cet héritage est désormais en voie de dilapidation, principalement en raison d’un déficit dans l’alimentation sédimentaire des rivages de la rade de Brest. Le devenir des cordons littoraux est donc incertain et l’analyse de la dynamique géomorphologique apparaît nécessaire pour cerner précisément les menaces qui pèsent sur ce patrimoine naturel, appréhender au mieux l’évolution à venir des milieux côtiers et proposer éventuellement des actions de conservation ou de restauration les plus adaptées.

3La présente étude revient en détail sur l’évolution et le devenir des cordons de galets qui barrent l’anse du Loc’h de Landévennec, en rade de Brest. Ce site montre la juxtaposition de deux cordons d’âge différent, qui semblent s’étirer l’un et l’autre dans des directions opposées. Le caractère original de ce dispositif et les problèmes d’érosion auxquels il est confronté depuis plusieurs décennies expliquent probablement l’intérêt qui lui a été porté successivement par A. Guilcher et al. (1957), L. Berthois et G. Auffret (1969), V. Morel (1993), B. Hallégouët et V. Morel (1994) et V. Morel (1997). En décembre 2003, l’ouverture d’une brèche dans le cordon interne a mis au jour un ensemble de dépôts dont l’étude apporte des éléments d’information inédits sur l’évolution à long terme de ce secteur côtier et nous amène à proposer une nouvelle interprétation sur la mise en place de ces cordons et sur leur évolution au cours du dernier millénaire, soulevant également la question des cycles éventuels d’édification/démantèlement lié à des variations importantes dans le bilan sédimentaire côtier. Par ailleurs, cette rupture a eu d’importantes répercussions sur la dynamique morphosédimentaire de l’ensemble de ce secteur côtier et fait peser de lourdes menaces sur le devenir des deux cordons ainsi que sur l’équilibre écologique du marais maritime situé en arrière. Dès le mois de février 2004 a été entrepris un suivi topo-géomorphologique du secteur dont seuls les tous premiers résultats ont été publiés jusqu’à présent (Stéphan et al., 2005).

Présentation du site d’étude

4La rade de Brest est un plan d’eau de 180 km² (fig. 1A) qui communique avec la mer d’Iroise par un goulet limitant fortement l’entrée des houles océaniques. Les vagues sont donc provoquées par le vent local et leur hauteur ne dépasse jamais 1 m en raison de la faible longueur du fetch. Le marnage peut atteindre 7,61 m. La rade compte une trentaine de cordons littoraux d’une diversité géomorphologique exceptionnelle à l’échelle du littoral atlantique français (Guilcher et al., 1957 ; Stéphan, 2011b). Ces cordons sont constitués de sédiments grossiers issus de l’érosion des falaises de schistes et du démantèlement des coulées périglaciaires par les vagues (Guilcher, 1949 ; Guilcher et al., 1990) et peuvent être définis sous le terme anglo-saxon de composite gravel barriers (Carter et Orford, 1993; Jennings et Shulmeister, 2002).

5L’anse du Loc’h se situe au sud de la rade de Brest (fig. 1A). Elle est barrée par deux cordons de galets parallèles entre eux (fig. 1B et fig. 2A). Le cordon le plus interne s’allonge vers l’ouest sur près de 200 m et présente une géomorphologie très plane. Son sommet est large d’environ 20 m et culmine au niveau des pleines mers moyennes. Il est totalement recouvert d’une végétation halophile et n’est plus alimenté par la dérive littorale. Il est protégé de l’action des vagues par un second cordon situé en position externe et s’étirant vers l’est sur une distance de 250 m. Plus haut et plus massif, le cordon externe bénéficie des apports sédimentaires issus du démantèlement des falaises meubles situées plus à l’ouest, taillées dans un matériel périglaciaire épais. Ces deux formes d’accumulation abritent une vasière de 2,4 ha en bordure de laquelle se sont développés des prés salés à obione (plante halophyte qui colonise les vases des prés salés ; fig. 2A et B). Jusqu’à une date récente, cette vasière ne s’asséchait qu’en été, lors des périodes de mortes eaux, par infiltration au travers du cordon externe. Son ennoiement par les eaux marines s’effectuait par l’intermédiaire d’un chenal dont le tracé se situait entre les deux accumulations de galets. Au cours du mois de décembre 2003, une brèche s’est ouverte dans le cordon interne, offrant au chenal de marée un tracé plus direct vers la mer (fig. 2C et D) et favorisant la vidange de la vasière.

6Plusieurs hypothèses ont été formulées pour expliquer la formation des cordons du Loc’h de Landévennec, sans toutefois fournir des éléments de réponse totalement satisfaisants. Pour A. Guilcher et al. (1957), cette disposition serait le résultat d’un changement dans le sens du transit sédimentaire au cours des derniers millénaires. Dans un premier temps, la prédominance du transit en provenance de l’est aurait favorisé la mise en place du cordon interne, sous la forme d’une flèche à pointe libre ne pouvant barrer complètement l’anse du Loc’h en raison des courants de marée provoqués par le remplissage et la vidange quotidiennes de l’étang situé en arrière. Par la suite, un changement dans la direction dominante des vents aurait favorisé le transit sédimentaire en provenance de l’ouest, conduisant à la mise en place progressive du cordon externe et à son allongement vers l’est. Toutefois, en se basant sur une analyse du régime des vents et des vagues, V. Morel (1993) montre qu’il est difficile d’envisager un transit en provenance de l’est, compte tenu de la faible longueur du fetch dans ces directions. Ainsi, B. Hallégouët et V. Morel (1994) proposent une interprétation différente. Pour eux, le cordon interne correspondrait à une ancienne accumulation littorale mise en place lors du maximum transgressif éémien. Au Weichsélien, ce cordon aurait subi un aplanissement sous l’effet de la gélifluxion avant d’être sectionné dans sa partie ouest, au début de l’Holocène, par l’un des deux cours d’eau qui se jettent dans l’anse du Loc’h. Le cordon externe, en revanche, serait d’âge holocène et résulterait de la dynamique littorale actuelle. Toutefois, jusqu’à ce jour, aucune datation absolue ou élément de chronologie relative ne sont venus étayer cette hypothèse.

Méthodologie

Stratigraphie

7L’étude stratigraphique a été réalisée sur une section de 47 m de longueur, située à l’est du secteur d’étude (fig. 3A) et dégagée naturellement par l’érosion marine sur le cordon interne. La position des dépôts a été relevée au tachéomètre et au DGPS, avec une précision centimétrique, puis raccordée au niveau NGF (nivellement général français) à partir d’une borne géodésique située à proximité. Chaque unité stratigraphique a fait l’objet d’une seule analyse granulométrique (fig. 3B), à l’exception d’un niveau limoneux organique qui a été échantillonné avec un pas de 5 cm et analysé à l’aide d’un granulomètre laser de type Malvern Mastersizer 2000. Un fragment de bois et un charbon, prélevés respectivement à la base et au sommet de ce dépôt (fig. 3B), ont fait l’objet d’une datation au radiocarbone. La préparation des échantillons a été réalisée au Centre de Datation par le RadioCarbone (UMR 5138 « Archéométrie et Archéologie ») de Lyon et les mesures des teneurs en ¹⁴C ont été effectuées par l’accélérateur ARTEMIS (UMS 2572) au laboratoire de mesure du carbone 14 de Saclay. Les âges 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).

8La composition des échantillons en foraminifères a également été étudiée pour caractériser le milieu de sédimentation et identifier l’origine des dépôts (lagunaire ou marine). Dans les marais maritimes, les foraminifères présentent un étagement altitudinal (Scott et Medioli, 1978) et à chaque étage littoral (slikke, schorre, tourbière littorale) correspondent des assemblages bien spécifiques. L’étude de la microfaune fossile renseigne donc sur la position du sédiment au moment de son dépôt. Après tamisage humide du sédiment, environ 300 individus de foraminifères ont été comptés à la loupe binoculaire (Fatela et Taborda, 2002) sur la fraction comprise entre 63 μm et 500 μm (Murray, 1991 ; Horton et Edwards, 2006) et identifiés suivant la classification générique de R. Loeblich et H. Tappan (1988) et de J.W. Murray (1971). À partir de ces comptages, la fonction de transfert développée par P. Stéphan (2011a) a été utilisée pour attribuer à chaque échantillon une position par rapport au niveau des pleines mers de vive-eau. Cette fonction de transfert s’appuie sur l’analyse de l’étagement actuel des foraminifères benthiques qui peuplent les marais maritimes de la rade de Brest. À partir d’une cinquantaine d’échantillons récoltés le long de deux transects, la répartition altitudinale des assemblages a été modélisée statistiquement sous le logiciel C² à l’aide d’un modèle de régression linéaire basé sur les moindres carrés et les moyennes pondérées. Appliqué aux assemblages fossiles, le modèle permet d’estimer la position d’origine du sédiment par rapport au niveau de marée avec une précision moyenne de +/- 53 cm. Toutefois, cette précision est variable suivant la composition des assemblages et peut être testée par une méthode itérative connue sous le terme de « jack-knifing » (Edwards et al., 2004). Dans cette étude, la précision des reconstitutions ne dépasse pas 20 cm. Enfin, lorsqu’une fonction de transfert est utilisée, il est important de vérifier que les assemblages fossiles disposent d’analogues actuels. La méthode MAT (Modern Analogue Technique ; Birks et al., 1990) calcule le degré de similarité entre les assemblages fossiles et les assemblages actuels. Ce calcul a été réalisé sous le logiciel C².

Cartes anciennes et photographies aériennes

9La mobilité récente du secteur a été étudiée d’après l’examen d’une série de cartes anciennes (tab. 1). Les problèmes liés à l’interprétation d’anciens documents cartographiques ont été discutés par de nombreux auteurs (Anders et Byrnes, 1991 ; Thieler et Danforth, 1994 ; Fox et al., 1995). Dans cette étude, la plus ancienne des cartes utilisées est un extrait couleur des levés bathymétriques effectués au début du XIX^e s. sous la direction de Beautemps-Beaupré. Les mesures du trait de côte ont été effectuées par triangulation en utilisant un théodolite couplé avec un cercle hydrographique. Le positionnement a été réalisé à partir de repères fixes sur le terrain correspondant à des balises le plus souvent installées sur des terrains agricoles. Cette carte peut donc être considérée comme un document d’une bonne fiabilité. En 1877, de nouvelles opérations d’ensemble (topographie et sondages) ont été faites pour toute la rade sous la direction de Germain. La représentation de la rade de Brest a été ainsi revue, corrigée et complétée (Vacher, 1919) avec une précision aussi importante. Enfin, le Plan Directeur de Brest, levé au 1/10 000^e en 1909 par les militaires peut également être considéré avec un degré de fiabilité équivalent.

10Sur les 60 dernières années, la mobilité des formes de terrain a pu être quantifiée en utilisant des photographies aériennes prises par l’IGN entre 1952 et 2004 (tab. 2), d’une part, et des levés effectués au DGPS entre 2004 et 2011, d’autre part (tab. 3). Les photographies ont été numérisées, corrigées géométriquement et géo-positionnées selon une procédure classique décrite par de nombreux auteurs (Crowell et al., 1991 ; Douglas et Crowell, 2000). La ligne de référence retenue pour mesurer la cinématique littorale correspond à la base du revers du cordon externe. Les mesures ont été réalisées le long d’une trentaine de transects perpendiculaires au cordon et régulièrement espacés. Enfin, la marge d’erreur a été estimée selon la même procédure que L.J. Moore et G.B. Griggs (2002) : elle est inférieure à ± 0,5 m dans les zones étudiées.

Tab. 1 – Inventaire des cartes anciennes utilisées pour étudier l’évolution récente du secteur du Loc’h de Landévennec.
Tab. 1 – Inventory of old maps used to study the recent morphological changes on Loc’h de Landévennec.

Date des levés	Date de publication	Titre	N° de la carte	Auteurs	Échelle	Projection	Source
1816-1817	1823	Planche de travail-minute	10-3-5bis-15	Beautemps-Beaupré	14 000	Mercator	SHOM
1877	1880	Rade de Brest	3799	Germain	28800	Mercator	SHOM
1909	1913	Plan directeur de Brest	Feuille 7D	Armée	10000		CRBC

Tab. 2 – Inventaire des photographies aériennes utilisées pour étudier l’évolution récente du secteur du Loc’h de Landévennec.
Tab. 2 – Inventory of aerial photographs used to study the recent morphological changes on Loc’h de Landévennec.

Date	Mission IGN	N° cliché	Échelle	Sources	Émulsion
23/05/52	F0317-0817	312	25 000	IGN	P-N&B
26/08/78	FR-3012	2878	20 000	IGN	P-N&B
12/07/90	FR-8298	217	25 000	IGN	P-c
30/08/93	IFN 29	916	5 000	CBNB	P-c
10/04/97	F-0517-0520	370	30 000	IGN	P-N&B
16/06/00	FR 5414	1172	num. 50 cm	CETE	P-c

Tab. 3 – Inventaire des relevés topo-géomorphologiques effectués sur le site du Loc’h de Landévennec.
Tab. 3 – Inventory of topo-geomorphological surveys undertaken on Loc’h de Landévennec.

Date	Source	Instrumentation	Précision (x;y;z)	Nombre de points	Type de modèle	Taille du modèle
5/02/04	GÉOMER (UMR 6554)	Tachéomètre (Leica)	12;12;5 cm	2189	Krigeage	0,5 x 0,5 m
28/10/04	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	2970	Krigeage	0,5 x 0,5 m
18/04/05	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	2972	Krigeage	0,5 x 0,5 m
2/11/05	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	2645	Krigeage	0,5 x 0,5 m
23/05/06	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	2539	Krigeage	0,5 x 0,5 m
9/10/06	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	2948	Krigeage	0,5 x 0,5 m
12/04/07	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	2635	Krigeage	0,5 x 0,5 m
10/12/07	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	4629	Krigeage	0,5 x 0,5 m
17/05/11	GÉOMER (UMR 6554)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	4045	Krigeage	0,5 x 0,5 m
21/05/12	LGP (UMR 8591)	GDPS (Trimble 5700)	3;3;1 cm	5285	Krigeage	0,5 x 0,5 m

Suivi topo-géomorphologique

11Le suivi topo-géomorphologique a porté sur l’ensemble de l’espace intertidal et s’appuie sur 10 campagnes de mesures réalisées à l’aide d’un tachéomètre de type Leica et d’un DGPS de type Trimble 5700/5800 (tab. 3). Les mesures au DGPS ont été acquises en mode RTK (real time kinematic) avec une précision inférieure à 4 cm. Les données ont été raccordées à une borne géodésique située à proximité. Chaque campagne de mesure a donné lieu à la construction d’un modèle numérique d’altitude (MNA) à l’aide du logiciel Surfer 8.0. Les mêmes dimensions et résolutions ont été respectés pour l’ensemble des MNA afin d’effectuer des comparaisons volumétriques sur les unités géomorphologiques les plus mobiles du secteur d’étude.

Résultats

Description stratigraphique

12La séquence stratigraphique étudiée repose sur une formation périglaciaire gélifluée (US1 ; fig. 4B) présentant de nombreuses formes de cryoturbation (lentilles de ségrégation de la glace, fentes de cryodessiccation) recoupées au sommet par une coulée de gélifluxion plus récente sur une épaisseur de 50 cm en moyenne. Son sommet présente une série de blocs constitués de quartzite du Gédinnien faiblement émoussés. Cette unité est surmontée par des dépôts d’origine marine d’une épaisseur comprise entre 10 et 40 cm (US2 ; fig. 4B). Ce niveau montre un faible pendage (environ 2 %) vers l’ouest et se compose de graviers et sables grossiers (médiane de 6 400 μm) en proportion importante (40 %).

13L’US3 correspond à un niveau limono-sableux (médiane comprise entre 18 μm et 60 μm) présentant également un pendage (environ 2,5 %) vers l’ouest et une épaisseur maximale de 60 cm dans la partie orientale de la coupe (fig. 4B). Cette formation montre localement de petites fentes de tassement (fig. 3B). La fraction organique est importante et se caractérise notamment par la présence de nombreux fragments de bois et de divers branchages. Le bois de chêne situé à la base de ce niveau a livré un âge de 1 075 ± 40 BP, soit 889-1023 apr. J.-C. (tab. 4). Le second, prélevé au sommet du dépôt, a donné un âge de 950 ± 25 BP, soit 1023-1157 apr. J.-C. (tab. 4). Par ailleurs, la bonne conservation de l’aubier autour des morceaux échantillonnés suggère que les fragments de bois n’ont pas dérivé pendant des années et qu’ils se sont déposés rapidement sur le site. Les assemblages de foraminifères sont dominés par Jadaminna macrescens et Trochammina inflata qui représentent, à eux deux, toujours plus de 60 % des assemblages (fig. 4C). Haplophragmoides wilbertii et Miliammina fusca sont également présents mais dans une proportion moindre (rarement supérieure à 20 %). Ces assemblages fossiles disposent de bons analogues modernes qui occupent la partie supérieure des schorres en rade de Brest (Stéphan, 2011a). La fonction de transfert indique que le matériel sédimentaire s’est déposé à un niveau compris entre -0,17 +/- 0,15 m et +0,22 m +/- 0,15 m par rapport au niveau des pleines mers de vive-eau de l’époque (fig. 4C). L’US3 correspond donc à un ancien schorre qui s’est développé durant le haut Moyen Âge, probablement à l’abri d’un cordon littoral. Le sommet de cette unité est marqué par la présence de galets allochtones, au spectre pétrographique très large : granite (faciès de l’Abert-Ildut, de Saint-Renan et de Kersaint), grès armoricain, calcaires de l’Armorique, gneiss de Brest), microgranites (peut-être de l’Ile Longue), granodiorites, microgranodiorites (faciès de Logonna-Daoulas), silex. Ces roches ont pour origines principales la rade de Brest, la côte du Léon et le cap Sizun, et éventuellement les rivages de la Manche pour les silex.

14L’US4 présente une épaisseur moyenne de 80 cm et se compose essentiellement de galets, graviers et sables très grossiers emballés dans une matrice sablo-limoneuse dont la proportion avoisine 30 % du matériel sédimentaire. Transversalement, l’unité présente un litage caractéristique de la structure interne des cordons de galets soumis à un recul. En effet, le déversement épisodique des galets sur le revers donne généralement naissance à une succession de lits de graviers et de galets. Le pendage correspond à la pente d’équilibre du sédiment et l’épaisseur des lits varie selon l’importance respective des différentes phases de recul. Au Loc’h, le pendage des dépôts est d’environ 010N – 35 °S et la succession des dépôts indique un recul polyphasé. L’unité est tronquée au sommet, traduisant un étalement de l’accumulation après son recul. Cette formation à galets se poursuit également vers le nord, sous le cordon externe, et représente une partie importante de son volume apparent. L’US5 se compose d’un matériel sablo-limoneux riche en matière organique dans lequel se développe le système racinaire de plantes halophiles (obione) qui occupent actuellement le sommet du cordon interne (fig. 4B). Enfin, l’US6 présente des galets et des graviers en openwork correspondant vraisemblablement au remblaiement d’anciens chenaux de vidange de la vasière (fig. 4B). Le tracé de ces chenaux se poursuit en surface, sur toute la largeur du cordon interne, en direction de la vasière.

Tab. 4 – Datations au radiocarbone obtenues pour l’unité 3 de la séquence stratigraphique du Loc’h de Landévennec.
Tab. 4 – Radiocarbon datings obtained for unit 3 of the stratigraphic sequence of Loc’h de Landévennec.

Code laboratoire	Type de matériel	Niveau	Alt. NGF (m)	Age 14C BP	Age cal. BP À 2σ	Date calibrée à 2σ
Lyon-8871	bois	Base de vasière	1,643	1075 ± 40	928-1059	889-1023 apr. J.-C.
Lyon-8870	bois	Sommet de vasière	2,154	950 ± 25	795-925	1023-1157 apr. J.-C.

Mobilité récente : deux siècles d’évolution littorale

15Les deux cordons du Loc’h sont d’ores et déjà constitués en 1817 (fig. 6A). Le cordon externe semble rompu dans sa partie médiane, où s’est installé le chenal drainant l’étang du Loc’h. Un delta de jusant est également figuré en bas de plage, probablement alimenté par les galets prélevés au sein de la brèche. En 1877, cette brèche n’est plus représentée et a été vraisemblablement remblayée (fig. 6B). Cette évolution est confirmée par le Plan directeur de Brest levé en 1909 (fig. 6C) sur lequel le chenal de drainage adopte un « tracé en baïonnette » et sinue entre les deux cordons, interne et externe, avant de rejoindre la mer. En outre, le cordon externe s’est allongé vers l’est sur une centaine de mètres, témoignant d’une bonne alimentation sédimentaire. Enfin, la photographie prise en 1952 montre des changements géomorphologiques minimes par rapport à la situation de 1909 (fig. 6C et D). Quatre rides obliques témoignent d’un transit important de galets le long du cordon. Cette situation est confirmée par les observations sur le terrain effectuées au début des années 1950 par A. Guilcher et al. (1957). Ainsi, l’observation des cartes anciennes informe sur l’édification relativement récente et particulièrement rapide (à peine deux siècles) du cordon externe.

16Toutefois, cette tendance constructive s’inverse à partir des années 1960 (fig. 7). Le cordon externe subit un important recul provoqué par de fortes tempêtes survenues lors de marées de vive-eau en novembre 1967 (Berthois et Auffret, 1969). À partir de 1978, les vitesses de recul diminuent. Les principaux changements sont alors liés à l’ouverture d’une série de brèches à la racine du cordon externe, en 1986, 1990 puis 1993 (Hallégouët et Morel, 1994). En 1994, le cordon du Loc’h a fait l’objet de plusieurs mesures de restauration visant à remblayer artificiellement la brèche et à reprofiler le cordon. Ces opérations expliquent la stabilisation du cordon à la fin des années 1990. La tempête Johanna (10 mars 2008) s’est traduite par un nouvel épisode de recul (0,35 m en moyenne), notamment dans la partie médiane du cordon externe où il atteint 3,5 m par endroit.

Évolution du bilan sédimentaire entre 2004 et 2012

17Le suivi topo-géomorphologique entrepris entre 2004 et 2012 montre une tendance générale à l’érosion. En décembre 2003, l’ouverture d’une brèche dans le cordon interne (fig. 5 et fig. 8) a facilité la vidange de l’étang du Loc’h et accéléré les courants de marée à son débouché, notamment lors du jusant. Sur la période d’observation, le chenal de marée (zone A ; fig. 9) s’est profondément encaissé dans l’estran. Les pertes sédimentaires sont estimées à 250 ± 20 m³. Au droit de la brèche, les courants de vidange sont venus saper progressivement le revers du cordon externe qui a perdu 470 ± 3 m³ entre février 2004 et mai 2012 (graphique B ; fig. 9). Le long de la brèche, les rives du chenal ont également perdu près de 120 ± 5 m³ de sédiments. Ces volumes ont alimenté un vaste delta de jusant en bas de l’estran, dont l’engraissement est d’environ 815 ± 20 m³ sur la période d’observation (graphique E ; fig. 9). La vasière du Loc’h a également subi une érosion importante (-570 ± 50 m³) liée à la formation de nouveaux chenaux de marée entre les mois d’octobre 2004 et d’avril 2005 puis à leur incision entre les mois de mai 2011 et mai 2012 (graphique D ; fig. 9). Plus fréquemment exondée, la vasière a été colonisée dans un premier temps par une végétation pionnière composée majoritairement de salicornes (Salicornia europaea), supplantée dans un second temps par la spartine alterniflore (Spartina alterniflora) à partir de 2008. Le sommet du cordon externe a été érodé par les vagues. La crête a été taillée en microfalaise d’érosion et a progressivement reculé jusqu’à disparaître totalement à partir d’octobre 2006 sur une section d’environ 50 m de longueur où s’est formée une amorce de brèche (profil 1 ; fig. 10). Cette zone a été franchie par les plus hauts jets de rive lors de la tempête du 10 mars 2008, conduisant à un transfert de matériel du haut de plage en direction du revers estimé à 45 ± 2 m³. Cette amorce de brèche s’est élargie entre mai 2011 et mai 2012 (graphique C ; fig. 9) du fait d’un démaigrissement important du haut de plage. Un transport longitudinal de matériel dirigé vers l’est, estimé à environ 200 m³, a été mis en évidence sur la période d’observation. Il illustre la faiblesse actuelle des apports de matériel frais à ce secteur littoral. Ces modifications géomorphologiques témoignent de la grande fragilité du cordon externe qui, n’étant plus que faiblement approvisionné par des apports sédimentaires en provenance de l’ouest, semble désormais très sensible au franchissement par les vagues de tempête et au recul.

Discussion

La coupe du Loc’h : dépôts éémiens vs. dépôts holocènes

18Grâce aux vestiges organiques contenus dans l’US3 et le recours aux datations radiocarbone, l’analyse de la séquence stratigraphique étudiée au Loc’h permet de proposer un âge pour la mise en place du cordon interne. À la suite d’un étirement progressif de l’accumulation vers l’est, ce cordon primitif est venu barrer partiellement l’anse du Loc’h vers le IX^e s. apr. J.-C. Un schorre s’est alors développé à l’abri des vagues dans la partie la plus orientale de l’anse (schéma A ; fig. 11). Ainsi, l’âge éémien du cordon interne avancé par B. Hallégouët et V. Morel (1994) peut être définitivement écarté. D’ailleurs, sur les rivages nord du Massif armoricain, les dépôts éémiens s’observent le plus souvent sous la forme de lambeaux de plage de sables et de galets conservés sur une plate-forme d’abrasion marine perchée à quelques mètres au-dessus des plus hautes mers actuelles. Ces témoins de l’optimum climatique éémien se trouvent notamment à la base de la coupe de l’Anse du Croc à Fréhel (Laforge, 2012 ; Laforge et Huet, sous presse) ou conservée dans une encoche marine à Piégu à Pléneuf-Val-André (Côtes-d’Armor ; Monnier et al., 2011). Cette dernière bénéficie d’une datation sur coquille de Cardium par ESR-U/Th lui attribuant un âge moyen de 122 ± 23 ka (Bahain et al., 2012). Sur quelques sites de la côte nord, on trouve également ces dépôts éémiens sous la forme d’un sol brun lessivé développé sur les dépôts saaliens sous-jacents (head ou lœss), comme c’est le cas à Nantois et aux Vallées à Pléneuf-Val-André (Côtes-d’Armor) et à Grainfollet à Saint-Suliac (Ile-et-Vilaine). Le long du littoral méridional et occidental, un ranker de type cryptopodzolique atlantique témoigne de cet interglaciaire notamment dans les séquences stratigraphiques de Gwendrez à Plouhinec (Finistère ; Laforge et Monnier, 2011). Enfin, des cordons littoraux fossiles, comme celui de l’Ile Blanche à Pleubian (Côtes-d’Armor), pourraient témoigner également de ce dernier interglaciaire mais, comme en atteste la présente étude, la prudence quant à ces calages chronologiques est nécessaire tant qu’aucun élément de datation n’est obtenu.

19Les fentes observées dans l’US3 (fig. 3B) ne peuvent pas être attribuées à des phénomènes cryogéniques (crydessicassion) compte tenu de l’ambiance climatique régnant sur l’Europe durant le haut Moyen Âge (Trouet et al., 2009). Ces formes résultent plus vraisemblablement d’un tassement du dépôt limono-sableux sous le poids du cordon de galets venu le recouvrir. De la même façon, la présence de blocs allochtones enchâssés au sommet de la vasière ne peuvent pas être associés à des dynamiques glacielles. Ils résultent probablement du déballastage occasionnel d’embarcations venues mouiller dans cette zone abritée (schéma B ; fig. 11). Il est vrai que les niveaux de blocs et galets allochtones ont souvent été utilisés dans les stratigraphies marines et littorales du nord du Finistère comme horizon repère, attestant de dynamiques glacielles lors d’épisodes interstadiaires de haut niveau marin durant le Pléistocène (Hallégouët et Van Vliet-Lanoë, 1986). Des blocs d’origine lointaine, comme les blocs de basalte à olivine en provenance d’Islande, ont également été observés sur les estrans de Bretagne et sont attribués à des dépôts glaciels (Didier et Jonin, 1966 ; Brousse et al., 1971, 1972 ; Bellon et al., 1988 ; Hallégouët et Van Vliet-Lanoë, 1989a et b). Toutefois, les auteurs ont fortement insisté sur les possibles confusions avec les dépôts anthropiques issus de certaines pratiques maritimes telles que le délestage. Jusqu’à une date relativement récente dans l’histoire de la navigation, les cales des navires marchands étaient chargées de galets prélevés sur l’estran ou sur les berges des cours d’eau qui servaient à assurer la stabilité des embarcations en l’absence de cargaison. Une partie de ce lest était ensuite abandonnée sur les estrans lors du chargement des navires, conduisant à un mélange de stocks sédimentaires de provenances diverses. Le site du Loc’h a été très certainement le lieu d’échanges maritimes durant le haut Moyen Âge, compte tenu de sa proximité avec l’abbaye de Landévennec dont la richesse reposait en partie sur l’exploitation forestière et le commerce du bois (Bardel, 1990). Plusieurs textes historiques datant du XVII^e s. font état de l’utilisation des cordons littoraux (sillon du Pal, tombolo de Tibidy) comme quai de déchargement (Bardel et Pérennec, 2004). Depuis l’abbaye, des bacs assuraient également les dessertes de proximité et la continuité des routes terrestres (Cadiou, 1997). Ainsi, il n’est pas difficile d’imaginer que, dès le haut Moyen Âge, l’anse du Loc’h constituait un havre tout à fait favorable au mouillage de navires commerciaux ayant recours aux délestages. Si l’on se réfère à la nature pétrographique des galets exogènes identifiés dans la coupe du Loc’h, ce transport maritime était réalisé sur de courtes distances, se cantonnant essentiellement à la rade de Brest et aux côtes occidentales de Bretagne.

Un indice supplémentaire de fortes tempêtes médiévales ?

20À partir du XII^e s. apr. J.-C., le cordon primitif aurait subi une succession d’épisodes de recul se soldant par l’étalement du cordon vers l’intérieur de l’anse (schéma C ; fig. 11), peut-être sous l’effet de tempêtes particulièrement violentes ayant amorcé cette dynamique. Ce démantèlement pourrait être un indice supplémentaire des épisodes tempétueux particulièrement violents qui semblent avoir touché les côtes occidentales de la Bretagne entre le XI^e s. et le début du XII^e s. S.K. Haslett et E.A. Bryant (2007) ont fait récemment une compilation des événements tempétueux enregistrés dans les stratigraphies côtières au cours du dernier millénaire sur les côtes atlantiques du sud-ouest de l’Angleterre, de l’Irlande et de la Bretagne. Pour cette dernière, les auteurs disposent de trois niveaux stratigraphiques indicateurs de tempêtes dont deux sont datés dans une fourchette de temps correspondant à la phase de recul et d’érosion du cordon du Loc’h. L’un de ces niveaux est situé sur la plage sableuse de Porz-Carn (Penmarch) dont les dunes, taillées en falaise d’érosion, montrent un niveau de graviers de 80 cm d’épaisseur inter-stratifié dans les dépôts éoliens. Les mollusques marins contenus dans ce dépôt de tempête ont été datés par P.-R. Giot (1998), livrant une date de 1100 +/- 90 ans BP, soit 1070-1428 apr. J.-C. en prenant en compte l’effet réservoir. Le second niveau de tempête a été étudié par R.J.N. Devoy et al. (1996) dans la baie des Trépassés (Plogoff) et correspond à une couche de sables marins recouvrant des dépôts tourbeux d’arrière-cordon dont le contact a été daté à 840 BP, soit 1068-1265 apr. J.-C. Le site du Loc’h livre donc un troisième indice indirect de tempêtes qui se situeraient entre 1070 et 1157 apr. J.-C., si l’on tient compte des différentes fourchettes d’incertitude livrées par les datations radiométriques.

Un cycle d’édification et de démantèlement de cordons littoraux particulièrement rapide

21L’édification d’un second cordon littoral dans l’anse du Loc’h s’est effectuée entre le XIX^e s. et le XX^e s. et suggère un cycle de démantèlement et de reconstitution particulièrement rapide, de l’ordre du millénaire seulement. Ce constat contraste avec les résultats obtenus par P. Stéphan (2011a) sur trois autres secteurs littoraux de la rade de Brest où l’analyse du remblaiement sédimentaire des marais maritimes a révélé le maintien et la relative stabilité des accumulations de galets sur une échelle de temps de plusieurs millénaires. Le Loc’h de Landévennec apparaît donc comme un cas particulier à la rade de Brest où la dynamique d’édification et de démantèlement des cordons littoraux est relativement rapide, notamment au cours du dernier millénaire. Cette particularité s’explique peut-être par la lithologie originale des falaises qui alimentent ce secteur côtier en matériel sédimentaire, conduisant à une forte variabilité temporelle dans les volumes délivrés à la côte, comme cela a été observé par D.L. Forbes et al. (1991) et J.D. Orford et al. (1991) sur les côtes de Nouvelle-Ecosse. En effet, la zone d’alimentation du secteur du Loc’h se compose de falaises meubles qui recouvre un substrat géologique dont la topographie est fortement marquée par une succession de saillants, formés par les quartzites, et de dépressions creusées dans les schistes tendres du Gédinnien (Melou et Plusquellec, 1980). Le recul progressif du matériel meuble a entraîné la mise en saillie des bandes de quartzite qui forment désormais de véritables pointes rocheuses jouant le rôle d’épis naturels et faisant obstacle au transit sédimentaire le long de la côte. L’exemple le plus probant se situe vers la pointe de Lomergat, à l’ouest du Loc’h de Landévennec (fig. 12E). L’apparition progressive de ces pointes rocheuses est susceptible d’expliquer les pulsations dans l’alimentation du cordon du Loc’h. À cela s’ajouterait la forte variabilité temporelle du recul des falaises, liée à des facteurs climatiques (variation des précipitations contrôlant les processus subaériens et les glissements en pied de falaise) ou à des facteurs d’ordre lithologique (structure interne des formations meubles et présence locale de niveaux indurés s’opposant au recul ; Lee, 2008). Ces pulsations touchent probablement à leur fin, la côte étant aujourd’hui très irrégularisée et la fourniture de matériel par les falaises étant moins importante et moins fréquente du fait du développement d’un large platier atténuant l’action des vagues en pied de falaise (Stéphan, 2011b). Il est donc peu probable que l’épisode d’édification observé après le Moyen Âge se reproduise à l’avenir.

La faible résilience des cordons du Loc’h

22Les cordons de galets se caractérisent généralement par une forte résilience, c’est-à-dire une bonne capacité de résistance et un fort potentiel de récupération à la suite d’événements paroxysmiques (Orford, 2011). Un tel comportement morpho-dynamique n’est pas rencontré sur le site du Loc’h où les tempêtes conduisent inévitablement au démantèlement complet des cordons de galets. Les évolutions enregistrées au cours des dernières décennies témoignent de cette faible résilience. Après la tempête de novembre 1967, le cordon externe a manifesté de nombreux signes de dysfonctionnement, notamment le franchissement régulier de sa crête par les vagues et l’ouverture répétée de brèches à la fin des années 1980 et au début des années 1990. Sans interventions anthropiques visant à restaurer le site (reprofilage, remblaiement des brèches), le cordon n’aurait jamais recouvré sa forme initiale. Plus récemment, la tempête Johanna du 10 mars 2008, considérée comme l’un des événements les plus morphogènes de ces dernières décennies sur les côtes bretonnes (Cariolet et al., 2010), a eu un impact érosif important au Loc’h de Landévennec (profil 1 ; fig. 10). Les vagues de tempête ont largement franchi les zones les plus surbaissées du cordon, notamment là où s’est progressivement développée une amorce de brèche (fig. 12C). La tempête s’est soldée par un démaigrissement du haut de plage et le transfert d’une partie de ce matériel sur le revers. En l’absence de nouvelles opérations de reprofilage, il est peu probable que cette portion du cordon retrouve son profil d’origine et que l’amorce de brèche se remblaie naturellement. Les épisodes de recul sont désormais plus fréquents et pourraient se traduire à l’avenir par l’ouverture d’une véritable brèche conduisant à l’étalement du cordon externe vers l’intérieur de l’anse, identique à celui attribué au haut Moyen Âge à partir des données stratigraphiques.

Quel devenir pour le marais maritime ?

23Les observations réalisées entre 2004 et 2012 font état d’une situation particulièrement inquiétante en ce qui concerne le maintien de la richesse écologique du marais maritime dans la prochaine décennie. L’ouverture de la brèche dans le cordon interne en décembre 2003 a entraîné d’importants changements dans le fonctionnement hydrologique de l’étang du Loc’h, notamment un meilleur drainage de la vasière par la formation puis l’incision de chenaux. La vidange complète de la vasière à chaque basse mer a entraîné la disparition de Ruppia maritima, une espèce végétale caractéristique des milieux saumâtres dont l’habitat est considéré d’intérêt prioritaire au titre de Natura 2000 (Bougault et al., 2004). Exondées à chaque basse mer, les vastes superficies de vase nue constituent désormais un substrat tout à fait favorable à l’extension de Spartina alterniflora (fig. 12A et B), une graminée invasive d’origine américaine qui colonise depuis les années 1960 l’ensemble des slikkes et des schorres de la rade de Brest, transformant les prés salés en vastes prairies mono-spécifiques. Le développement de la spartine est particulièrement problématique sur le site du Loc’h car il pourrait conduire à la disparition locale du petit statice (Limonium humile), une lavande de mer endémique de la rade de Brest (Quéré et al., 2008).

Conclusion

24L’analyse stratigraphique des dépôts mis au jour sur le site du Loc’h de Landévennec a permis de repérer la présence d’un premier cordon de galets en arrière duquel s’est développé un schorre entre 889 et 1157 apr. J.-C. Ce cordon a subit ensuite un recul important et un démantèlement complet, probablement à l’occasion de violentes tempêtes, également reconnues par S.K. Haslett et E.A. Bryant (2007) dans d’autres stratigraphies de Bretagne occidentale et se situant vraisemblablement entre 1070 et 1157 apr. J.-C. Entre le début du XIX^e s. et les années 1960, l’étude des cartes anciennes indique une fermeture progressive de l’anse du Loc’h par la mise en place du cordon externe et son allongement progressif vers l’est grâce à une bonne alimentation sédimentaire. Ces résultats suggèrent donc un cycle de démantèlement et de reconstitution des cordons littoraux particulièrement rapide, de l’ordre du millénaire seulement. Toutefois, cette tendance constructive s’est inversée à partir de novembre 1967 à la suite d’un épisode particulièrement fort de franchissement par les vagues (Berthois et Auffret, 1969). Cette date marque le point de départ d’une série de dysfonctionnements qui ont abouti à l’ouverture successive de brèches au cours des années 1980 et 1990. Malgré les opérations de restauration ayant permis le remblaiement de ces brèches et le reprofilage du cordon dans les années 1990, ce dernier reste très sensible à l’érosion marine, comme le montre le suivi topo-géomorphologique entrepris entre 2004 et 2012.

25Le démantèlement répété du cordon du Loc’h, depuis l’époque médiévale jusqu’à aujourd’hui, soulignent sa faible résilience. Toutefois, cette caractéristique morpho-dynamique ne doit pas être généralisée à l’ensemble des cordons de galets, qui montrent généralement une bonne capacité de régénération après des épisodes très morphogènes. Une fois érodée par les vagues, la crête des cordons tend généralement à se reconstituer d’elle-même. Le Sillon de Talbert en constitue un bon exemple. Quelques mois seulement après la tempête Johanna de mars 2008, qui avait causé un recul et un écrêtement du cordon sans équivalent depuis plusieurs décennies, la crête a regagné plusieurs décimètres de hauteur (Stéphan et al., 2010). Il est donc rarement nécessaire d’avoir recours à des méthodes de protection contre l’érosion marine. En outre, les aménagements côtiers réalisés sur les cordons de galets sont généralement coûteux et rarement efficaces. Ils entravent bien souvent les processus naturels de remontée des galets en haut de cordon (Pinot, 1998). Par conséquent, les interventions de restauration doivent être réservées aux accumulations les plus sensibles et les plus fragiles. Déterminer la résilience des cordons de galets représente donc un véritable enjeu en matière d’aménagement et de gestion des côtes graveleuses.

Les auteurs tiennent à remercier chaleureusement Serge Suanez et Bernard Fichaut (LETG-Géomer, UMR 6554 CNRS) pour leur contribution aux relevés topo-géomorphologiques et les améliorations qu’ils ont apportés au texte, Bernard Hallégouët pour la détermination pétrographique des galets et sa participation aux relevés stratigraphiques, Vincent Bernard (CREAAH, UMR 6566 CNRS) pour la détermination des bois et Ronan Pérennec (Centre départemental d’archéologie, Conseil Général du Finistère) pour ses connaissances sur les époques médiévales et ses orientations bibliographiques. Les datations ont été obtenues grâce au programme ARTEMIS. Les trois relecteurs anonymes sont grandement remerciés pour leur travail attentif et minutieux et les nombreuses remarques qui ont permis d’améliorer le texte et les illustrations.