Introduction

1Pour la plupart des côtes basses, le cordon dunaire joue le rôle de premier rempart naturel contre la submersion marine des espaces situés en arrière (Stauble et al., 1990 ; Louisse et van der Meulen, 1991 ; Erchinger, 1992 ; Ruessink et Jeuken, 2002 ; Gómez-Pina et al., 2002 ; Benavente et al., 2006). Cet élément est d’autant plus déterminant que ces zones d’arrière dune sont souvent urbanisées ou abritent un patrimoine floristique ne supportant aucune intrusion d’eau salée (van Vuren et al., 2004). Dans ces conditions le maintien de la dune est une priorité. Sur le littoral néerlandais, les recherches ont très tôt permis d’élaborer des modèles afin de dimensionner la morphologie dunaire capable de résister à l’attaque marine (van de Graaff, 1983) et de procéder dans certains cas au reprofilage des dunes (van der Wal, 2004). Pour les mêmes raisons, les autorités espagnoles ont lancé à la fin des années 1980 un plan national de réhabilitation et de préservation des dunes (Gómez-Pina et al., 2002). De même, depuis quelques décennies les communes littorales de la Caroline du Nord ont fait le choix de recharger leurs plages et de profiler leurs dunes pour se prémunir de l’action des ouragans (Rogers, 2000). À une échelle plus locale, les travaux  d’ingénierie visant à reconstituer un bourrelet dunaire artificiel comme sur la flèche de la Gracieuse dans le delta du Rhône (Longé, 1990 ; Suanez et Bruzzi, 1999), où sur la péninsule de Cacela au sud du Portugal (Matias et al., 2005), ont été réalisés afin de se protéger contre les phénomènes de submersion (owerwash). La question de l’érosion du cordon dunaire et des risques de submersion ne se pose plus en simples termes environnementaux, mais entraîne des prises de décision politiques avec lesquelles les gestionnaires du littoral doivent composer. Il s’agit alors d’évaluer de la façon la plus pertinente possible le risque encouru avant d’intervenir sur le terrain (Roberts et al., 2002 ; Benavente et al., 2006).

2L’impact des événements de forte énergie tels que les tempêtes atlantiques ou les ouragans subtropicaux et tropicaux sur le fonctionnement morpho-sédimentaire des côtes basses a été abondamment étudié (Regnauld et al., 2004 ; Forbes et al., 2004 ; Frœde, 2006). D’une manière générale, les littoraux sableux présentent une fragilité accrue par leur granulométrie fine, l’action des épisodes morphogènes pouvant alors créer des brèches dans la dune (Carter et Stone, 1989 ; Pye et Neal, 1994) par lesquelles les eaux marines envahissent alors les milieux naturels et/ou anthropisés situés en arrière (Thom, 1984 ; Sanchez-Arcilla et Jimenez, 1994 ; Thomas et Diaw, 1997). Ces phénomènes sont le résultat du sapement répété du pied de dune par la marée de tempête submergeant le haut de plage (Vellinga, 1982 ; Judge et al., 2003) et ont fait l’objet de modélisation visant à décrire l’ensemble du processus (Cheung et al., 2003 ; Larson et al., 2004). Dans la plupart des cas, le problème vient d’un déficit sédimentaire qui entraîne un démaigrissement et un abaissement de la plage, rendant ainsi plus vulnérable la base du cordon dunaire à l’action du jet de rive (Sherman et Nordstrom, 1985 ; Ruggiero et al., 2001 ; Suanez et Stéphan, 2006). À ce titre, les transferts sédimentaires entre l’infra et le supra-littoral sont déterminants (Hesp, 1988 ; Psuty, 1988 ; Sherman et Bauer, 1993 ; Hesp, 2002 ; Aagaard et al., 2004). Lorsque le cordon dunaire disparaît et que l’altitude de la plage est inférieure à la hauteur des niveaux marins extrêmes, la submersion se produit. Cette hauteur dépend de deux paramètres jouant conjointement dans la déformation du plan d’eau à la côte : la surcote (Pirazzoli, 2000 ; Pirazzoli et al., 2006 ; Benavente et al., 2006 ; Caspar et al., 2007) et les phénomènes liés à l’agitation, communément appelée wave setup (Bowen et al., 1968 ; Komar 1998). À cela s’ajoutent les effets de la montée du niveau de la mer intervenant sur des échelles de temps beaucoup plus longues (Tooley et Jelgersma, 1992 ; Bird, 1993 ; Paskoff, 2001, 2004).

3La méthode utilisée dans cette étude repose sur le croisement des données géomorphologiques et des niveaux marins extrêmes. Ces derniers sont estimés en tenant compte de la surcote et des phénomènes liés à l’agitation : wave setup (Garès, 1990 ; Bellomo et al., 1999 ; Benavente et al., 2006). Le paramètre dynamique représenté par le recul de la côte est également pris en compte car il conditionne la résilience du milieu (Dean et Malakar, 1999). Ainsi, une étude de la cinématique du front de dune entre 1952 et 2006 a tout d’abord été effectuée afin de mesurer le recul de la dune, en arrière de la plage du Vougot, sur la commune de Guissény (Finistère). Un modèle numérique de terrain de la zone d’étude a ensuite été calculé à partir de levés topographiques permettant ainsi de cartographier les secteurs potentiellement inondables pour différents scénarios. Ce travail s’est appuyé sur le traitement statistique de séries temporelles de marée observée et de houle afin de déterminer les niveaux marins extrêmes en termes de probabilité d’occurrence. À partir de là, la prise en compte des processus dynamiques liés au recul de la dune a permis d’estimer la résilience du cordon dunaire et de définir des périodes à partir desquelles la disparition même partielle de la dune entraînerait la submersion de la zone située en arrière. Enfin, l’analyse a été poursuivie en tenant compte des estimations proposées par l’IPCC (2007) sur les variations du niveau de la mer pour le siècle en cours.

Contexte géomorphologique et dynamique de la zone d’étude

4La partie septentrionale des communes de Plouguerneau et de Guissény est formée d’une large plate-forme côtière à écueils, s’étendant en contrebas du plateau du Léon et dominant de plus de 50 m les fonds de la Manche (fig. 1).

5Le secteur de la plage du Vougot se situe dans l’axe d’une entaille profonde correspondant sans doute à une vallée sous-marine creusée par un ancien cours du Quillimadec (fig. 2A). Ce dernier devait autrefois déboucher à l’emplacement du polder du Curnic qui a par la suite été remblayé (Hallégouët, 1971). Le contact entre la plate-forme à écueils et la partie continentale du plateau du Léon se fait par un escarpement en partie d’origine tectonique, de 30 à 50 m de commandement, battu par la mer dans sa partie occidentale (secteur de Plouguerneau). Au niveau du Vougot, cet abrupt est déconnecté des eaux marines par un large cordon dunaire qui s’étire sur environ 2 km depuis la falaise morte du Zorn, suivant une direction sud-ouest - nord-est (fig. 2A). L’orientation de cet édifice atteste de la présence d’une dérive littorale dirigée vers l’ouest-nord-ouest. Cette circulation est commandée par l’orientation générale des houles d’ouest à nord-ouest. L’édification de ce cordon s’est faite en plusieurs phases (Bodéré et al., 1983). La partie interne a pu se former à l’âge du bronze lorsque la mer a atteint son niveau actuel. Un second cordon, externe, s’est mis en place au début de l’âge du fer (± 2400 ans BP) durant un léger stade régressif du niveau de la mer (Guilcher et Hallégouët, 1991). Un stade ultime de progradation dunaire est bien identifié entre le xvii^e et le xviii^e siècle, notamment dans le secteur étudié de Plouguerneau à Guissény. Cet édifice dunaire culmine à près de 13 m d’altitude IGN69 et se présente sous la forme d’un complexe dunaire massif d’une largeur comprise entre 250 m et 400 m (fig. 2B). Dans le détail, les nombreuses formes d’érosion « en coup de cuillère » qui affectent sa partie interne témoignent de l’importance des prélèvements anthropiques qui ont été effectués au cours du temps. Le secteur le plus sensible est marqué par la présence d’un siffle vent en partie creusé par le passage des goémoniers au cours des dernières décennies et servant aujourd’hui d’accès à la plage pour les usagers du camping municipal (fig. 1 et 2B). À cet endroit, la largeur du cordon est considérablement réduite. La taille du matériel sédimentaire constituant les sables dunaires est d’environ 200 µm et devient plus grossière au niveau de la plage, de 250 à 315 µm.

6Les houles principales arrivant sur le secteur de Guissény proviennent essentiellement de l’ouest-nord-ouest (fig. 2A). Les hauteurs (H_mo) modales sont comprises entre 1 et 1,5 m, les périodes modales (T_pic) entre 9 et 10 secondes. Ces informations ont été déduites des données de houles obtenues par simulation numérique dont la procédure de calcul sera présentée dans la partie méthodologique. Le littoral de Guissény est relativement bien protégé des houles d’ouest à nord-ouest par la plate-forme hérissée d’îlots et de récifs émergeant à basse mer (Golhédoc, Enez Du). Ces derniers rendent la circulation hydrosédimentaire à la côte complexe en provoquant d’importants phénomènes de diffraction à l’origine des nombreuses queues de comètes construites à l’arrière de ces obstacles (fig. 2A). Ce sont également eux qui donnent au tracé du cordon dunaire une forme courbe convexe en procurant à la côte un effet d’abri. La déformation de la houle proche du rivage s’exprime aussi par une inversion localisée de la dérive littorale comme c’est le cas au niveau de la plage du centre nautique (Bodéré et al., 1983). La résultante des vents sur le secteur de Plouguerneau montre que du printemps à l’automne, la dynamique éolienne est orientée vers le rivage (fig. 2A). À l’inverse, durant l’hiver, le transit éolien de direction ouest-sud-ouest est sub-parallèle à la dune. Sur l’ensemble de l’année, la résultante des vents s’oriente de façon similaire à la direction des houles dominantes d’ouest-nord-ouest.

7L’action anthropique en termes de forçage a également joué un rôle important dans l’évolution de ce secteur.  Jusqu’au xix^e siècle, ce vaste complexe dunaire barrait une zone humide connectée à la mer au niveau de Porz Olier situé au nord-nord-est (fig. 1). En 1834, une digue fut construite afin d’isoler l’ensemble du secteur de la mer, et les terres marécageuses furent drainées afin de les rendre cultivables (Bodéré et al., 1983 ; Hallégouët et Yoni, 1999). Aujourd’hui, cette zone de polder est en partie occupée par l’étang du Curnic qui appartient au Conservatoire de l’espace littoral et des rivages lacustres. Une grande partie de la surface du polder, proche ou en dessous du niveau marin, est protégée de la mer par le cordon dunaire qui joue le rôle de rempart naturel. Cet élément est d’autant plus important que cet espace a été urbanisé au cours du temps (camping municipal, des lotissements, des fermes agricoles, etc.) (fig. 1). Or, il s’avère que depuis quelques dizaines d’années, la partie orientale du cordon dunaire s’érode, faisant craindre à la population locale une disparition de cette ligne de défense avec les conséquences que cela suppose pour leur environnement (Garabœuf, 1990).

Acquisition et méthodes de traitement des données

8L’étude de la cinématique du front de dune a été réalisée par photogrammétrie à partir de cinq missions IGN couvrant la période de 1952 à 2000 (F 0415-0815 du 11/06/1952, FR 3012 P du 14/08/1978, F 0415-0615 du 20/04/1982, IFN29 du 30/08/1993 et l’ortho-photographie du 16/06/2000) à des échelles comprises entre 1/20 000 et 1/30 000, et par des levés de terrain au DGPS pour l’année 2006. Après avoir été numérisées à très haute résolution (pixel ≈ 50 x 50 cm), les photographies aériennes ont été corrigées géométriquement en utilisant la méthode de saisie des points d’amer et en prenant pour image de référence l’ortho-photographie IGN de 2000. Ce traitement permet d’éliminer les déformations liées aux effets du relief et à l’angle de prise de vue se traduisant par une parallaxe (Dolan et al., 1978 ; Shoshany et Degani, 1992 ; Crowell et al., 1991 ; Moore, 2000). Les marges d’erreur restantes après la correction ont été estimées en calculant les écarts, d’une date à une autre, de la position d’éléments considérés comme invariables (bâtiments, ruines, etc.). L’incertitude au niveau du trait de côte est comprise entre ± 0,5 et 1 m. Les photographies aériennes, corrigées et géoréférencées dans le système français de coordonnées Lambert II étendu, ont été ensuite intégrées dans un SIG (ArcView). Le front de dune a été numérisé à l’écran en prenant pour ligne de référence la limite de végétation dunaire qui, dans le cas présent, matérialise le contact net entre l’escarpement de la dune grise et les sables vifs du haut de plage. Deux types d’informations ont été acquis par l’analyse de la cinématique du front de dune : les variations du front de dune par simple calcul de la distance (en mètres) séparant deux états le long de plusieurs profils et les vitesses de progradation ou de recul du front de dune calculées également le long de ces derniers.

9La donnée topo-morphologique du site d’étude a été obtenue à partir de levés topographiques au DGPS de l’avant plage, du cordon dunaire et de la zone basse située en arrière. Plus de 17 000 points ont été ainsi mesurés sur une superficie d’environ 64 hectares (fig. 3).

10La densité des levés a été déterminée en fonction de la complexité de la morphologie de manière à respecter le plus possible la réalité de terrain. Ces levés ont été raccordés au système géodésique français à partir d’une borne IGN située sur la presqu’île de Kerlouan (borne IGN de Kerlouan I, n° Site 2909101 - système de coordonnées Lambert II étendu en X et Y, et de nivellement NGF-IGN69 pour les altitudes). La construction du modèle numérique de terrain a été faite avec le logiciel Surfer 8.0 par la méthode d’interpolation du krigeage avec intégration des lignes de rupture. Une maille de 50 x 50 cm a été retenue afin de restituer le plus finement possible les dénivelées de détail (fig. 4).

11Pour l’estimation des niveaux marins extrêmes, deux paramètres ont été considérés : la marée observée donnant une information sur les surcotes et l’action de la houle agissant sur la déformation du plan d’eau à la côte que l’on définit par le wave setup : η_max (Bowen et al., 1968).

12Cette déformation est engendrée par les trains de houles arrivant au littoral et dessine un angle dont la pente orientée vers le rivage trouve son origine au niveau de la zone de déferlement. Le calcul du setup a été réalisé à partir de l’équation de P.D. Komar (1998) adaptée des travaux de R.A. Holman (1986), de P. Nielsen et D. Hanslow (1991) et de D. Hanslow et P. Nielsen (1993) :
η_max= 0,45 H_oξ_o (1)
où Ho est la hauteur significative spectrale (en mètres) ; 0,45 une constante C sans dimension ; ξo = nombre d’Iribarren (Battjes, 1974)

(2)
tanßLo

13La surcote et le setup ont été retenus en partant du principe que les deux phénomènes n’étaient pas totalement indépendants. En effet, les plus grandes surcotes surviennent généralement lors des tempêtes qui génèrent alors de fortes houles (Simon, 1996 ; Bouligand et Pirazzoli, 1999 ; Pirazzoli et al., 2006 ; Benavente et al., 2006 ; Caspar et al., 2007). Les niveaux extrêmes associés à des périodes de retour pour les surcotes ont été déterminés en travaillant sur des données marégraphiques et celles du setup à partir de données de houles. Ces deux informations ont été ensuite combinées. La démarche suivie dans le cas du calcul des probabilités de surcotes extrêmes diffère de celle mise en œuvre par le Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (Simon, 1996). La méthode du SHOM repose sur la déconvolution des hauteurs de pleines mers prédites et des valeurs des surcotes observées pour des probabilités d’occurrence similaires. Il s’agit dans ce cas d’estimer les probabilités d’apparition d’événements rares, sans être nécessairement exceptionnels, des hauteurs prédites des grandes marées de vives eaux séparément des surcotes, et de les combiner ultérieurement. Toutefois, comme le notait P. Pirazzoli (2000) à partir de l’analyse des données marégraphiques de Brest, la conjonction de ces deux paramètres pour des événements de très forte magnitude n’a jamais été observée depuis le milieu de xix^e siècle. Aussi, la très faible probabilité que ces deux phénomènes apparaissent de façon synchrone dans le temps accroît « théoriquement » la période de retour d’un tel épisode ; de plus, elle surestime les valeurs obtenues par les enregistrements in situ. Notre approche repose sur le traitement des données obtenues par les enregistrements marégraphiques sans distinguer la marée prédite de la surcote. À ce titre, les résultats illustrent fidèlement les conditions mesurées in situ et restituées par la série d’observations (Pirazzoli et Tomasin, 2007). Le traitement statistique a été effectué sur les maxima annuels en utilisant une loi d’ajustement de type Gumbel par la méthode des moments (fig. 5).

14Les enregistrements marégraphiques de Roscoff ont été utilisés sur la période 1973–2006, soit 34 années. Ce marégraphe, situé à une trentaine de kilomètres à l’est, appartient au réseau des « ports de référence » et reste le plus représentatif de notre site d’étude. L’ajustement a toutefois été opéré sur une distribution de 30 individus seulement (4 années ayant été exclues car elles comportaient plus de 20 % de lacunes). Les valeurs obtenues sont comprises entre 5,33 m (T = 100 ans) et 4,89 m (T = 2 ans) et résultent d’un ajustement de bonne qualité (σ < ± 0,1) notamment pour les plus petites périodes de retour (tab. 1).

	Marée observée			Hauteur houle (Hmo)			Période houle (Tpic)*
T (ans)	Xt (m)	σ	int. conf.	Xt (m)	σ	int. conf.	Xt (sec.)	σ	int. conf.
100	5,33	0,097	5,13 - 5,52	15	1,42	12,2 - 17,8	22,8	1,71	19,5 - 26,1
50	5,25	0,083	5,09 - 5,42	14,1	1,22	11,7 - 16,4	21,6	1,46	18,8 - 24,5
20	5,16	0,065	5,03 - 5,28	12,8	0,953	10,9 - 14,6	20,1	1,15	17,8 - 22,3
10	5,08	0,052	4,98 - 5,18	11,8	0,754	10,3 - 13,3	18,9	0,907	17,1 - 20,7
5	5,00	0,038	4,93 - 5,08	10,7	0,558	9,65 - 11,8	17,6	0,672	16,3 - 19,0
2	4,89	0,023	4,84 - 4,93	9,18	0,332	8,53 - 9,83	15,8	0,399	15,0 - 16,6

15Pour T = 100 ans l’intervalle de confiance 95 % atteint 40 cm et s’explique par le trop faible nombre d’individus. Il est en effet admis qu’une période de retour excédant trois fois la durée d’observation n’est plus significative. Ces valeurs Xt calculées à Roscoff ont ensuite été réajustées au site de Guissény en sachant qu’il y a environ 25 cm de différence d’amplitude de marée entre les deux sites (tab. 2). Cette hauteur a été estimée à partir des cartes en isolignes d’égales hauteurs d’eau extrêmes portant sur le secteur nord Bretagne – golfe normand, publiées par le SHOM.

T (ans)	Xt : marée observée à Roskoff	marée observée à Guissény	Hmo	Tpic	ξo	Setup	niveau marin extrême (marée observée + setup) à Guissény
100	5,33 m	5,08 m	15	22,8	0,118	0,794	5,87 m IGN69
50	5,25 m	5 m	14,1	21,6	0,115	0,730	5,73 m IGN69
20	5,16 m	4,91 m	12,8	20,1	0,112	0,647	5,56 m IGN69
10	5,08 m	4,83 m	11,8	18,9	0,110	0,584	5,41 m IGN69
5	5,00 m	4,75 m	10,7	17,6	0,108	0,518	5,27 m IGN69
2	4,89 m	4,64	9,18	15,8	0,104	0,431	5,07 m IGN69

16Les paramètres de la houle (H_mo et T_pic) nécessaires au calcul du setup ont été obtenus par simulation numérique sur la période 1979-2002 en un point situé au large de Guissény de coordonnée 4,835° W et 48,714° N. Ces données ont été produites à partir du modèle d’états de mer côtier du logiciel TOMAWAC dans le cadre du projet de construction d’un Atlas Numérique d’Etats de Mer Océanique et Côtier (ANEMOC) le long des côtes Atlantique, Manche et Mer du Nord. Ce projet est issu de la collaboration entre Météo France, le Centre d’Études Techniques Maritimes et d’Études Fluviales et LNHE-EDF. Le forçage du modèle repose sur l’utilisation de données de vent de la ré-analyse ERA40 du Centre Européen Météorologique à Moyen Terme. Comme pour la marée observée, le calcul des valeurs extrêmes Xt (H_mo et T_pic), associées à des périodes de retour, a été réalisé à partir de la loi de Gumbel par la méthode des moments (tab. 1). Les résultats montrent que le trop faible nombre d’années disponibles engendre une part d’incertitude non négligeable pour les plus fortes valeurs (Xt = 50 et 100 ans). Cela est également lisible sur la figure 5 où l’on voit que l’intervalle de confiance 95 % tend à augmenter au niveau des plus grandes périodes (T = 50 et 100 ans). Afin de calculer le nombre d’Iribarren, nous avons retenu la période Tpic associée aux hauteurs Hmo maximales (tab. 1), et une pente moyenne tanß = 0,016 mesurée sur le terrain. Les résultats obtenus montrent que le setup varie entre 43 cm pour T = 2 ans et 80 cm pour T = 100 ans (tab. 2).

Résultats

Mobilité du front de dune

17L’étude de la cinématique du front de dune montre que le secteur oriental de la plage du Vougot (profils P06 à P11) enregistre un recul quasi généralisé sur l’ensemble de la période (fig. 6B).

18Les valeurs les plus importantes (environ 15 m ± 0,75 m, soit une vitesse de 0,3 m/an) correspondent à la zone comprise entre les profils P7 et P11 (fig. 6A). Dans le détail, cette évolution s’est faite en deux temps. Entre 1952 et 1978, le front de dune avance de 5 à 8 m ± 0,75 m. Ce mouvement s’inverse à partir des années 1980, l’érosion de la dune atteint une vingtaine de mètres entre 1982 et 2006. La vitesse de recul actuelle mesurée sur la période 2000 et 2006 est d’environ 1 m/an pour les secteurs les plus affectés. La plage du centre nautique (profils P12 à P14) enregistre aussi un recul très important entre 1952 et 2006, atteignant 35 m ± 0,5 m, soit une vitesse d’environ 0,6 m/an. Là encore cette évolution s’est faite en deux temps, mais elle montre un fonctionnement inverse de celui du secteur oriental de la dune du Vougot. Entre 1952 et 1978, le recul du front de dune atteint 30 ± 0,5 m, soit 1,8 m/an. Entre 1978 et 2006, les vitesses d’érosion ralentissent nettement, le recul atteignant 4 m ± 0,5 m, soit 0,1 m/an (fig. 6C). Cette évolution en deux temps est attribuée aux effets négatifs induits par la construction de la jetée d’Enez Croas Hent en 1974, qui fut mise en place pour protéger la zone de mouillage du centre nautique (Bodéré et al., 1983 ; Garabœuf, 1990 ; Hallégouët, 1998). Cet ouvrage modifia le fonctionnement hydrosédimentaire de l’ensemble du secteur en court-circuitant les transferts sédimentaires de la plage du centre nautique vers celle du Vougot. Ainsi, le blocage des sédiments en amont de la jetée se solda par l’engraissement rapide de la plage du centre nautique dans sa partie occidentale alors que celle du Vougot, n’étant plus alimentée, connut (et connaît toujours) un démaigrissement sédimentaire qui s’est traduit par une érosion du cordon dunaire dans sa partie orientale.

Évaluation du risque de submersion

19Dans un premier temps, les niveaux marins extrêmes obtenus dans le tableau 2 ont été reportés sur la topographie du secteur d’étude, permettant ainsi de cartographier la surface potentiellement inondable pour six scénarios correspondant aux différentes périodes de retour (fig. 7).

20Pour une hauteur d’eau de 5,07 m (IGN69), associée à une faible période de retour T = 2 ans, la partie orientale du quartier du Curnic serait déjà submergée si une brèche s’ouvrait dans le cordon dunaire (fig. 7A). La surface inondable augmente avec la période de retour et montre que pour la hauteur de 5,87 m IGN69 (T = 100 ans), une grande partie du quartier du Curnic, du camping municipal et de la route située en arrière du cordon serait sous les eaux (fig. 7F).

21Dans un second temps, la largeur du cordon dunaire a été mesurée le long des profils P06 à P11 en faisant varier la hauteur d’eau pour les six scénarios définis par des niveaux marins extrêmes associés aux différentes périodes de retour. Ce paramètre a ensuite été croisé avec les vitesses de recul du front de dune obtenues dans les mêmes secteurs (P06 à P11) par l’analyse photogrammétrique. La valeur de recul retenue est celle qui a été mesurée au cours de la période la plus récente (2000-2006). Ainsi, il a été possible de déterminer pour les six scénarios la résilience du cordon dunaire, définie comme étant la période à partir de laquelle la disparition même partielle de la dune entraînerait la submersion de la zone située en arrière (tab. 3).

Profils de mesure	P06		P07		P08		P09		P10		P11
Recul (2000-2006)	0,9 m/an		1 m/an		1,2 m/an		1,2 m/an		1,2 m/an		0,6 m/an
	A	B	A	B	A	B	A	B	A	B	A	B
T = 2 ans	440	489	350	350	320	267	260	217	270	225	340	567
T = 5 ans	430	478	340	340	310	258	250	208	260	217	340	567
T = 10 ans	360	400	340	340	300	250	230	192	250	208	290	483
T = 25 ans	360	400	340	340	270	225	230	192	240	200	250	417
T = 50 ans	340	378	330	330	260	217	220	183	220	183	250	417
T = 100 ans	340	378	320	320	250	208	220	183	220	183	250	417

22Les résultats obtenus montrent des valeurs importantes minimisant ainsi le risque potentiel de submersion dans les décennies à venir. En effet, si l’on se place dans la situation où l’aléa est le plus fort (période de retour T = 100 ans), dans les secteurs où l’érosion reste importante et la largeur du cordon dunaire est la plus réduite (P08 à P10), la résilience de ce dernier est encore comprise entre 180 et 200 ans.

Prospective par rapport à l’élévation du niveau marin

23L’analyse a été poussée en tenant compte des dernières estimations publiées en février 2007 sur la montée du niveau marin pour la fin du siècle (IPCC, 2007). Les prévisions de hausse du niveau de la mer à l’horizon 2100 sont comprises entre 0,13 m et 0,58 m, pour une valeur moyenne atteignant 0,355 m. Cette élévation du niveau marin aurait deux conséquences : elle augmenterait d’autant la cote de submersion (fig. 8) et entraînerait une accélération de l’érosion du cordon dunaire.

24Si l’on considère le niveau marin extrême, calculé pour la période de retour de 100 ans retenue comme probabilité d’occurrence de référence, d’après les critères établis par le guide méthodologique des Plans de Prévention des Risques Littoraux (Garry et al., 1997), soit 5,87 m (IGN69), on obtient les valeurs suivantes : 5,87 m + 0,13 m = 6 m (estimation basse cf. fig. 8A), 5,87 m + 0,35 m = 6,22 m (estimation moyenne cf. fig. 8B) et 5,87 m + 0,58 m = 6,45 m (estimation haute cf. fig. 8C). Les simulations montrent que, pour les trois scénarios, la largeur du cordon dunaire tend à diminuer considérablement dans l’axe du camping municipal. Dans le même temps, l’accroissement des surfaces inondables correspondant aux dépressions intra-dunaires situées sous la cote 6 m génère des zones de fragilisation supplémentaires à quelques dizaines de mètres en arrière du front de dune actuel.

25Lorsqu’il s’agit d’estimer l’accélération de l’érosion liée à l’élévation du niveau marin, l’approche théorique généralement utilisée est la loi de Bruun (1962) qui est exprimée par la formule suivante :
R = (L*/B+h*) S (3)
où R = recul du trait de côte (m) ; L* = distance transversale de la plage à la profondeur h* (m) ; B = hauteur de la berme (m) ; h* = profondeur de fermeture du profil (m) ; S = élévation du niveau de la mer (m).

26Toutefois, la principale difficulté dans l’utilisation de cette loi est de connaître la profondeur de fermeture du profil (h*), et par là même, la distance transversale de la plage (L*) à la profondeur h*. Dans la plupart des cas, la détermination de ce paramètre repose sur le traitement statistique de données acquises par la mesure bathymétrique à haute fréquence (Nicholls et al., 1998 ; Suanez et al., 1998). Ce paramètre peut aussi être déterminé grâce à des formules théoriques dans le cas où l’on ne dispose pas de mesures de terrain (Hallermeier, 1981 ; Birkemeier, 1985). La seconde difficulté liée à l’utilisation de la loi de Bruun tient au caractère très restrictif des conditions hydrodynamiques et morphosédimentaires caractérisant les environnements sur lesquels elle peut s’appliquer (Pilkey et al., 1993). Pour la plage du Vougot, la présence de nombreux écueils situés dans la zone intertidale ou sur l’avant côte, associés à une topographie sous-marine très accidentée, engendrent des circulations hydrosédimentaires très complexes ne permettant pas de remplir les conditions requises.

27Nous avons adopté la démarche mise en œuvre dans une étude récente portant sur l’impact de l’élévation du niveau marin sur le littoral languedocien (Durand et Heurtefeux, 2006). Les auteurs proposent une formule plus simple d’utilisation afin d’estimer l’accélération du recul du trait de côte liée à la montée de la mer :
R = r + [(E21 – E20) / P] (4)
où R = recul du trait de côte (m) ; r = vitesse connue du recul du trait en m/an ; E21 = valeur d’élévation du niveau marin prévue pour 2100 ; E20 = valeur annuelle d’élévation du niveau marin au xx^e siècle multipliée par la durée de la prévision (93 ans pour 2100) ; P = pente de l’estran en %.

28Dans le cas présent, la valeur de r varie en fonction du secteur. Nous avons retenu les vitesses de recul mesurées sur les profils P06 à P11 pour la période récente de 2000-2006. Les trois estimations (basse, moyenne et haute) ont été conservées pour E21, soit 0,13 m, 0,355 m et 0,58 m. Le paramètre E20 a été calculé à partir des données fournies par P. Pirazzoli (2001) sur l’élévation du niveau de la mer à partir du traitement des enregistrements marégraphiques de Brest, soit 0,124 cm/an x 93 ans = 11,53 cm. La pente de l’estran est égale à 1,6 %. Les résultats montrent que l’accélération du recul du front de dune n’est véritablement significative que si l’on retient les deux estimations, moyenne soit +0,35 m et haute soit +0,58 m, pour lesquelles les vitesses sont respectivement accrues de 0,2 m et 0,3 m quel que soit le secteur. Le tableau 4 résume les résultats obtenus sur la résilience du cordon dunaire (B) en croisant la largeur de ce dernier (A) et la vitesse de recul du front de dune pour les trois estimations de l’élévation du niveau marin pour l’horizon 2100.

Profils de mesure	P06		P07		P08		P09		P10		P11
	A	B	A	B	A	B	A	B	A	B	A	B
Côte de submersion 6,09 m	330	367	290	290	235	196	120	100	210	175	250	417
Côte de submersion 6,315 m	330	330	270	245	235	181	120	92	180	138	240	343
Côte de submersion  6,54 m	320	267	250	192	220	147	120	80	170	113	240	267

29Le secteur présentant le risque est le plus élevé se situe au droit du camping municipal (P09). Quel que soit le scénario, la largeur du cordon s’en trouverait réduite à ≈ 120 m dans sa partie la plus étroite pour une vitesse d’érosion comprise entre 1,2 et 1,5 m/an. Dans ce contexte, la période à partir de laquelle la disparition de la dune entraînerait une submersion de la zone en arrière est supérieure à 80 ans.

Discussion

30Le risque potentiel de submersion des côtes basses dans un contexte d’érosion de la dune dépend de la combinaison de plusieurs facteurs spatio-temporels, parfois difficiles à mesurer et à intégrer dans une analyse prospective.

31La dimension spatiale est essentiellement représentée par la morphologie du lieu sur laquelle se surimposent les niveaux d’eau extrêmes. Comme l’indique le guide méthodologique de réalisation des Plans de Prévention des Risques Littoraux (PPRL), cette donnée est un indicateur déterminant pour la cartographie des zones inondables (Garry et al., 1997). Si la carte topographique au 1/25 000 peut apporter une information utile, elle reste peu précise au niveau des côtes basses où les dénivelées sont faibles. Il est alors impossible de simuler des variations de niveaux marins extrêmes de l’ordre de quelques décimètres (Benavente et al., 2006). L’usage de la mesure topo-morphologique et de sa restitution numérique sous la forme d’un modèle numérique de terrain apporte une information bien plus pertinente, à partir de laquelle il est possible d’analyser plus finement la morphologie des côtes basses. La présente étude montre combien les formes d’érosion de détail qui affectent le cordon dunaire interviennent dans la circulation des eaux et dans l’extension des surfaces inondées. Cette dernière dépend des hauteurs d’eau considérées dont l’estimation nécessite de retenir les effets du wave setup. Ce paramètre intervenant sur la déformation du plan d’eau à la côte n’est pas toujours pris en compte dans les études qui ne retiennent que la surcote comme aléa de référence (Simon, 1996 ; Pirazzoli et Tomasin, 2007). Or, le setup joue un rôle important dans les phénomènes de franchissement des premières lignes de défense littorale comme les dunes (Garès, 1990) ou les cordons de galets (Caspar et al., 2007). Ceci étant, l’usage des formules théoriques pour la quantification du setup nous rend très prudent car celles-ci restent très difficilement transposables d’un site à l’autre (Garès, 1990 ; Bellomo et al., 1999). Évidemment, la mise en œuvre d’une telle démarche doit s’accompagner de mesures in situ afin de valider les résultats obtenus. Toutefois, comme l’ont montré J. Benavente et al. (2006) en confrontant l’approche théorique à la réalité de terrain, l’usage des équations donne des ordres de grandeur acceptables en termes de prospectives.

32La dimension temporelle est illustrée par le fonctionnement non linéaire des paramètres dynamiques rendant ainsi difficile l’analyse prospective. Ainsi, la résilience du cordon dunaire repose en grande partie sur des vitesses d’érosion extrêmement variables au cours du temps. Cette variabilité est la réponse cyclothymique des forçages naturels et anthropiques agissant sur la cinématique du trait de côte. Le choix du modèle d’ajustement le plus approprié dépend alors du degré de dispersion de la série d’observation (Douglas et al., 1998). De même, comme l’ont montré R.G. Dean et S.B. Malakar (1999), l’étendue de la période d’observation pour le calcul des tendances peut varier de 17 à 69 ans d’un site à un autre. Dans le cas présent, le changement de tendance induit par la construction de la jetée du Curnic en 1974 ne permet pas d’estimer les vitesses de recul du cordon dunaire fondées sur l’évolution mi-séculaire obtenue par l’analyse photogrammétrique. Notre choix s’est porté arbitrairement sur les valeurs mesurées au cours de la période la plus récente (2000 – 2006). Toutefois, comme l’ont recommandé B.C. Douglas et al. (1998), l’efficacité d’une telle démarche de modélisation de la cinématique du trait de côte doit s’accompagner d’une prise en compte des paramètres morphodynamiques, notamment l’impact des plus fortes tempêtes. De même, l’analyse prospective fondée sur le concept de la « submersion passive » de P. Durand et H. Heurtefeux (2006) occulte les phénomènes rétroactifs liés à l’érosion du système plage et dune, et/ou à l’élévation du niveau marin sur le fonctionnement hydrosédimentaire à la côte. De toute évidence, il faudrait compter sur une accélération non linéaire des processus en cours. Or, cette rétroaction est rarement prise en compte par les approches théoriques alors qu’elle conditionne le temps de résilience du système littoral (Douglas et al., 1998 ; Garès, 1990 ; Bellomo et al., 1999). Plusieurs auteurs ont également interprété l’élévation du niveau marin comme un facteur aggravant le risque de submersion marine (Paskoff, 2004 ; Pirazzoli et al., 2006 ; Durand et Heurtefeux, 2006). Toutefois, comme l’ont montré F. Sabatier et al. (2005) sur le littoral méditerranéen et R. Caspar et al. (2007) en Pays de Caux, ne considérer que les mouvements eustatiques en matière de prédiction peut masquer le rôle bien plus important de paramètres tels que l’alimentation ou la dynamique sédimentaire à la côte. Ce sont là autant de phénomènes que l’on a du mal à modéliser et dont les impacts morphosédimentaires ne sont pas bien maîtrisés.

Conclusion

33L’étude du risque potentiel de submersion marine menée sur le site de Guissény montre le faible degré de vulnérabilité de l’ensemble du secteur protégé par un cordon dunaire suffisamment large et massif. Les faibles vitesses de recul du front de dune ( < 1 m/an) n’affectent pas la résilience du cordon qui reste très élevée (≈ 200 ans). Seul le secteur situé au droit du camping municipal présente aujourd’hui un risque plus élevé lié en grande partie à la faible largeur du cordon Toutefois, une opération de rechargement de l’édifice interne à cet endroit permettrait de conforter l’édifice. Il s’agirait de combler le siffle vent creusé dans la dune interne par le passage des goémoniers, servant aujourd’hui d’accès entre le camping municipal et la plage. Cette opération devrait également s’accompagner de la mise en place d’une passerelle montée sur pilotis, qui enjamberait l’édifice sableux de manière à empêcher le piétinement de la dune grise.

34L’approche méthodologique adoptée dans cette étude pour la cartographie du champ d’inondation repose sur la combinaison des paramètres de forçages météo marins (surcotes et le wave setup), morphologiques (topographie du site) et dynamiques (érosion du cordon dunaire). En ce sens, cette démarche apporte de nouveaux éléments. Il est indispensable de prendre en considération le setup pour l’estimation des niveaux marins extrêmes. Toutefois, l’approche théorique utilisée pour le calcul de ce paramètre induit une part d’incertitude qu’il est difficile d’évaluer sans recourir à des mesures sur le terrain. La réalisation d’un modèle numérique de terrain à partir de levés topo-morphologiques permet de restituer plus précisément la micro topographie des côtes basses, et d’améliorer par là même, la cartographie du champ d’inondation. Enfin, le paramètre dynamique déterminé par les vitesses de recul de la dune intervient dans la définition de l’aléa car le risque de submersion dépend aussi de la résilience du cordon dunaire.