Ce travail étant le fruit d’une recherche doctorale, je tiens à remercier l’ensemble des membres du laboratoire Géomer (UMR 6554 LETG – CNRS) et tout particulièrement Serge Suanez, Bernard Fichaut, Yannick Lageat et Françoise Gourmelon. Mireille Provansal, Edward Anthony, Stéphane Costa et Laurent Lespez trouveront également ici toutes les marques de ma gratitude. Florence Lafon et Michel Benoit, du LNHE, Rudy Magne, Fabrice Hardhuin et Bernard Simon, du SHOM, ainsi que Guy Wöppelmann (Sonel) sont grandement remerciés pour la mise à disposition des données de houle et de marée. Je salue enfin le travail de relecture de Guillaume Marie et des deux relecteurs anonymes, ainsi que celui de Julian Orford et de Bernard Fichaut pour les corrections en langue anglaise.

Introduction

1Sur les côtes, le bilan sédimentaire se définit comme la somme des apports et des pertes en matériel sur une portion de linéaire côtier en un temps donné (Bowen et Inman, 1966). Il suppose l’analyse des dynamiques d’érosion, de transport et de dépôt sédimentaire au sein de cellules hydrosédimentaires indépendantes, plus ou moins fermées et imperméables (May et Tanner, 1973 ; Davies, 1974 ; Clayton, 1980 ; Shuisky et Schwartz, 1983 ; Bray et al., 1995). Dans les régions dépourvues de grands fleuves côtiers, l’érosion des falaises représentent généralement la première source d’alimentation des estrans. Les apports en provenance du large, le biodétritisme et l’érosion de stocks sédimentaires fossiles sur la côte peuvent également contribuer de façon significative à l’alimentation des formes d’accumulation (May et Tanner, 1973 ; Bray et al., 1995). Inversement, les pertes sédimentaires résultent le plus souvent du déplacement des sédiments vers le large sous l’action conjuguée du vent et des vagues, du départ de matériel en direction de cellules sédimentaires adjacentes, ou encore de prélèvements sédimentaires d’origine anthropique.

2D’un point de vue méthodologique, les photographies aériennes servent généralement à déterminer les tendances pluri-décennales d’évolution du trait de côte et à évaluer le bilan sédimentaire côtier en deux dimensions (Stafford, 1971 ; Dolan et al., 1980). Dans certains cas, la comparaison de divers levés bathymétriques permet également de déterminer les volumes sédimentaires en accrétion ou en érosion dans les petits fonds et d’établir les termes du bilan sédimentaires en trois dimensions (List et al., 1997 ; Sabatier et Raivard, 2002 ; Aernouts et Héquette, 2004, 2006). Au cours des trois dernières décennies, les études quantitatives en deux dimensions reposant sur le traitement de clichés aériens se sont multipliées. En France, des recherches portant sur les variations récente du bilan sédimentaire ont été menées sur les côtes de la Mer du Nord et de la Manche (Dolique et Anthony, 1999 ; Costa et al., 2002 ; Lahousse et Pierre, 2002 ; Battiau-Queney et al., 2003 ; Pierre, 2005 ; Aernouts et Héquette, 2006), sur le littoral aquitain (Laurin et Migniot, 1984 ; Clus-Auby, 2003), sur la côte languedocienne (Durand, 1999, 2000), sur le delta du Rhône (Sabatier et Suanez, 2003 ; Maillet et al., 2006 ; Sabatier et al., 2006) et sur quelques plages de poche de Provence (Brunel et Sabatier, 2007). Ces travaux ont permis d’aboutir à une meilleure compréhension des dynamiques morphosédimentaires récentes qui s’exercent à une échelle régionale.

3En Bretagne, le caractère particulièrement découpé de la côte et la diversité des conditions morphogéniques rendent complexe l’étude des variations du bilan sédimentaire sur la période récente, c’est-à-dire au cours des six à sept dernières décennies. Les travaux portant sur la quantification des évolutions pluri-décennales de la ligne de rivage sont nombreux (Hallégouët et al., 1989 ; Hallégouët et Hénaff, 1995 ; Yoni, 1997 ; Dehouck, 2006 ; Faye et al., 2007 ; Sparfel et Suanez, 2007 ; Suanez et al., 2007 ; Cariolet et Suanez, 2009), mais sont encore loin d’être exhaustifs. Ces travaux concernent essentiellement l’évolution des massifs dunaires et mettent en évidence, pour la plupart, un déficit sédimentaire qui s’exprime par un recul du trait de côte. Sur un grand nombre de secteurs, l’origine de ce déficit sédimentaire a été attribuée aux fortes pressions humaines exercées au cours des dernières décennies (Hallégouët, 1978 ; Guilcher et Hallégouët, 1991), par des prélèvements sédimentaires importants, une dégradation de la végétation dunaire, la construction de nombreux ouvrages côtiers ayant modifié le fonctionnement morphosédimentaire des cellules littorales. Quelques auteurs ont également mis en avant le contexte actuel de sous-alimentation en insistant sur le faible recul des falaises meubles quaternaires et l’absence d’apports en provenance de l’estran ou de l’avant-côte (Morel, 1997 ; Fichaut et Suanez, 2007 ; Suanez, 2009). À ce jour, aucune quantification des apports de ce type n’a été réalisée à l’échelle de la Bretagne. Enfin, le renforcement périodique des conditions météo-marines entraînant l’érosion des formes d’accumulation par les houles de tempête a été suggéré pour expliquer le recul de certains cordons littoraux (Hénaff, 2004 ; Hallégouët et Hénaff, 2006).

4L’objectif de l’étude a été de reprendre la question du bilan sédimentaire du rivage armoricain en s’intéressant aux flèches de galets. Ces dernières sont des formes d’accumulation très mobiles. D’une part, l’absence d’un ados facilite leur recul vers les zones d’arrière-cordon, selon une dynamique de roulement des cordons sur eux-mêmes appelée rollover et par l’ouverture éventuelle de brèches lors d’épisodes de franchissement par les vagues (Carter et al., 1989 ; Forbes et al., 1991 ; Héquette et Ruz, 1991 ; Orford et al., 1991, 1992 ; Forbes et al., 1995 ; Orford et Carter, 1995 ; Orford et al., 1996 ; Dolique, 1998, 1999 ; Dolique et Anthony, 1999 ; Dolique, 2002 ; Orford et al., 2002). D’autre part, l’ancrage d’une seule de leurs extrémités à la terre ferme renforce le caractère particulièrement mobile de ces édifices sédimentaires dont la stabilité n’est très souvent assurée que par une bonne alimentation en sédiments, ou le cas échéant, le maintien du stock en place qui les constitue (Kidson 1963 ; Carter et al., 1987 ; Nicholls et Webber, 1987 ; Morel et al., 1993 ; Firth et al., 1995).

5À l’échelle de la Bretagne, les flèches de galets ont fait l’objet de quelques études locales (Guilcher et al., 1957 ; Pinot, 1961 ; Jussy et Guilcher, 1962 ; Pinot, 1963 ; Guilcher et al., 1990 ; Morel, 1993 ; Hallégouët et Morel, 1994 ; Pinot, 1994 ; Morel, 1997) consistant essentiellement en un inventaire descriptif de ces formes d’accumulation (appelées « sillons » dans la toponymie locale) et en une analyse de leur orientation par rapport aux agents hydrodynamiques. Ces travaux ont mis en évidence les nombreux dysfonctionnements qu’enregistrent actuellement ces constructions sédimentaires. L’hypothèse avancée pour expliquer cette tendance à l’érosion est celle d’un épuisement progressif des sources sédimentaires en matériel grossier à l’échelle de la Bretagne induisant une pénurie de galets sur le rivage (Morel, 1997). Cependant, en l’absence de données quantifiées relatives au bilan sédimentaire des accumulations de galets sur le littoral de Bretagne, cette hypothèse demandait à être vérifiée.

6L’étude a eu pour objectif premier de quantifier l’évolution récente des flèches de galets et de retracer leur cinématique, à partir d’un traitement numérique de clichés aériens. Dans un second temps, les facteurs à l’origine des évolutions observées ont été examinés de manière à établir la part de responsabilité des forçages météo-marins et anthropiques dans les dynamiques morphosédimentaires récentes. L’hypothèse d’une sous-alimentation contemporaine des flèches de galets a également été examinée sur quelques secteurs côtiers à travers la quantification des apports récents de matériaux grossiers à la côte livrés par l’érosion de falaises meubles.

Présentation des flèches de galets de Bretagne

7Les flèches de galets étudiées se distribuent de manière très inégale sur les trois façades de la péninsule armoricaine (fig. 1 à fig. 3). Les côtes septentrionale et méridionale de Bretagne comptent chacune deux flèches, tandis que la rade de Brest en concentre une vingtaine. L’inégale répartition s’explique, en grande partie, par une disponibilité en matériel grossier très variable selon les secteurs littoraux, résultant d’une combinaison de conditions météo-marines, lithologiques et topographiques ayant été plus propices à la présence de matériel grossier en quelques points précis de la côte. Initialement répartis sur la plate-forme continentale, la plupart des galets actuels proviennent de la remobilisation, par la transgression marine post-glaciaire, d’un matériel sédimentaire produit au cours du Weichselien sous un climat périglaciaire (formations solifluées de head, tabliers de gélifracts, apports glaciels, anciennes nappes alluviales ; Giot, 1962 ; Morel, 1997). L’épaisseur des coulées de solifluxion, l’abondance des gélifracts et la présence de ressauts topographiques sur l’avant-côte ont fortement conditionné la présence et le volume de galets sur le rivage actuel de Bretagne. Actuellement, les falaises taillées dans des formations périglaciaires de head (fig. 4) constituent les principales zones sources en matériel grossier (Guilcher, 1949 ; Guilcher et al., 1957 ; Chauris, 1989 ; Guilcher et al., 1990), auxquelles s’ajoutent localement d’autres sources telles que les formes d’accumulation fossiles situées sur l’estran ou sur l’avant-côte. Il n’y a qu’en rade de Brest où la présence d’affleurements de schistes tendres du Dévonien sur la côte permet à l’érosion de produire du matériel grossier susceptible d’alimenter les flèches. Enfin, il ne faut pas négliger les apports sableux en provenance des petits fonds qui contribuent probablement à l’alimentation de la fraction sableuse interstitielle.

8D’un point de vue morphosédimentaire, les flèches de galets de Bretagne peuvent être rangées dans la catégorie des « composite gravel beaches » définit par R.W.G. Carter et J. Orford (1993) et par R. Jennings et J. Schulmeister (2002). Leur profil transversal se décompose en deux parties aux caractéristiques morphosédimentaires bien distinctes (fig. 1B). La partie haute du profil constitue le cordon en lui-même. Elle se compose d’un matériel sablo-graveleux (grain moyen compris entre 15 mm et 30 mm) où les galets prédominent uniquement au sommet des accumulations. La fraction sableuse interstitielle est toujours importante, du moins en surface, et peut dépasser 50 % du matériel sédimentaire. Cette partie du profil est réfléchissante à haute mer et montre de fortes valeurs de pente, comprises entre 10 % et 12 %, et pouvant atteindre localement 17 % sur certaines flèches (fig. 1B). Les cordons présentent généralement une seule crête qui culmine à quelques décimètres au-dessus du niveau des plus hautes mers de vive-eau et qui peut être épisodiquement remobilisée par les vagues. Seuls, quelques crochets distaux montrent une série de crêtes successives traduisant l’accumulation des galets ayant transité le long des cordons. La présence de dunes au sommet des édifices est également observée à la racine du Sillon de Talbert et sur la flèche de Bétahon, où le haut de plage comporte une fraction sableuse importante (> 50 %) sur laquelle s’exerce la déflation éolienne. Par ailleurs, la partie basse du profil se présente sous la forme d’une avant-plage sableuse ou d’une plate-forme rocheuse faiblement inclinée vers le large qui favorise la dissipation de l’énergie des vagues à basse mer. En arrière des cordons s’étendent des marais maritimes, plus ou moins remblayés par une sédimentation vaseuse à sablo-vaseuse.

9Dans l’ensemble, les côtes de Bretagne sont caractérisées par un régime macro-tidal semi-diurne dont le marnage varie considérablement selon les secteurs. Les flèches du Linkin et du Talbert sont soumises à un marnage compris entre 4 m lors des marées de morte-eau et 11 m lors des marées de vive-eau exceptionnelles. En rade de Brest, le marnage passe de 3 m (morte-eau) à 7,6 m (vive-eau exceptionnelle). Enfin, à proximité des flèches de Dibenn et de Bétahon, il ne dépasse pas 2,3 m (morte-eau), mais atteint 6 m lors des marées de vive-eau exceptionnelles. Par ailleurs, le rivage armoricain est soumis à un régime de houle du large provenant de l’ouest et connaissant un renforcement notable durant la période hivernale. En raison des phénomènes de réfraction et de diffraction très variables selon la configuration de l’avant-côte, les houles présentent des caractéristiques très différentes au voisinage des secteurs étudiés. Hormis le Sillon de Talbert où la hauteur des vagues de tempête peut dépasser 9 m pour une période de 20 s (Stéphan, 2008b), toutes les flèches de Bretagne bénéficient de bonnes conditions d’abri. Sur la façade méridionale de Bretagne, les flèches de Dibenn et de Bétahon sont protégées des houles océaniques par une série de hauts-fonds et d’îlots qui réduisent considérablement l’énergie des vagues à la côte (fig. 2 C et D). La flèche du Linkin, au nord de la Bretagne, est protégée également des houles d’ouest par une pointe rocheuse située à proximité (fig. 2B). Enfin, la rade de Brest présente une configuration quasi fermée du côté du large et l’action des grandes houles atlantiques se limite à la partie nord de la rade. Ailleurs, les vagues sont provoquées par les vents locaux et les faibles longueurs de fetch ne permettent pas de produire des vagues d’une hauteur supérieure au mètre, quelles que soient les conditions de vent (fig. 1A ; Stéphan, 2008 a et b).

Méthodologie

Cinématique des flèches de galets

10La mobilité récente de 26 flèches de galets a été retracée en utilisant, d’une part des photographies aériennes issues de survols effectués par l’aéronavale et par l’IGN entre 1930 et 2004, et d’autre part, des levés effectués au DGPS entre 2004 et 2008. Au total, 184 clichés ont été numérisés en haute résolution afin d’obtenir une définition au sol de 50 cm/pixel. Les images ont subi une correction géométrique à l’aide du logiciel ArcGIS 8.1, par application de modèles de correction polynomiaux calculés à partir de points d’amers communs aux différents clichés et à un document de référence (Durand, 1999, 2000). Dans cette étude, l’Ortholittorale 2000^© a servi de référentiel, permettant un calage des images avec une précision moyenne inférieure à ± 1 m. L’ensemble des images corrigées a ensuite été intégré dans un Système d’Information Géographique afin d’effectuer les mesures d’évolution du trait de côte. Le choix d’une ligne de référence représentant le trait de côte s’est évidemment posé, la littérature faisant état de plusieurs limites susceptibles d’être utilisées (Boak et Turner, 2005). Certains auteurs se calent sur les laisses de pleine mer (Dolan et al., 1980 ; Crowel et al., 1991 ; Douglas et Crowel, 2000) tandis que d’autres utilisent la ligne de rivage instantanée dès lors qu’ils travaillent dans un contexte microtidal, comme celui de la Méditerranée (Jiménez et al. 1997 ; Sabatier et Suanez, 2003 ; Durand et Heurtefeux, 2006). Sur les côtes macrotidales, l’importance du marnage ne permet pas d’utiliser ce référentiel. La ligne de végétation supratidale est alors le plus souvent retenue (Thieler et Danforth, 1994 ; Stéphan et Suanez, 2004 ; Faye et al., 2007 ; Sparfel et Suanez, 2007). Pour l’étude, cette limite a été utilisée uniquement sur les cordons présentant une végétation sommitale, tandis que sur les édifices non végétalisés, la base du revers a été retenue comme ligne de référence. Enfin, la mobilité des cordons a été mesurée également le long de transects perpendiculaires au trait de côte et régulièrement espacés les uns des autres. Toutes les mesures ont alors été converties en variations métriques par rapport à la plus ancienne année de mesure. À ces données s’est ajouté un levé du trait de côte réalisé entre 2004 et 2008 au DGPS sur l’ensemble des sites d’étude. Les mesures ont été effectuées en mode RTK (Real Time Kinematics) avec une précision horizontale de 2 cm. L’ensemble des levés a été raccordé au système géodésique français (NGF) à partir de différentes bornes géodésiques situées à proximité des flèches étudiées. Quant au système de géoréférencement retenu, il correspond au Lambert II étendu.

Analyse des forçages météo-marins

11L’analyse des forçages météo-marins a reposé sur la détermination des niveaux d’eau extrêmes à la côte conduisant soit à l’attaque du front de végétation sommitale, soit au franchissement de la crête des cordons par les vagues. Ces deux types d’événements météo-marins, pouvant expliquer le recul des cordons, ont été définis de la façon suivante :

Attaque du front de végétation :
NM_extr [M_pred + (s ou d) + R₂ (η + R_swash)] > F_veget (1)

Franchissement :
NM_extr [M_pred + (s ou d) + R₂ (η + R_swash)] > C_cord (2)

où F_veget est l’altitude du front de végétation et C_cord est l’altitude de la crête du cordon. NM_extr correspond aux niveaux d’eau extrêmes définis comme la somme des trois composantes induisant de hauts niveaux d’eau à la côte, à savoir : la marée prédite (M_pred), définie comme le niveau du plan d’eau liée à la marée astronomique ; la surcote (s) ou la décote (d), qui s’expliquent à la fois par une modification de la pression barométrique et par l’intervention de vents violents poussant les masses océaniques à la côte ; la somme (R₂) des phénomènes de setup (η) et de swash runup (R_swash), étroitement dépendants des conditions d’agitation marine au niveau du rivage.

12Sur le Sillon de Talbert, les niveaux d’eau extrêmes ont été obtenus sur la période 1979-2009 en utilisant les données de marée prédite par le SHOM aux Héaux de Bréhat et les valeurs de surcote et de décote calculées au port de Roscoff, situé à une cinquantaine de kilomètres à l’ouest du Sillon de Talbert. En rade de Brest, les enregistrements du marégraphe de la Penfeld (Brest) intégrant à la fois la marée astronomique et les phénomènes de surcote et de décote ont été utilisés sur la période 1953-2006. L’élévation temporaire du niveau d’eau à la côte lié au déferlement (wave setup) et à l’action des jets de rive (swash runup) a également été calculée à partir des formules de H.F. Stockdon et al. (2006). L’utilisation de ces formules a nécessité l’acquisition de données de vagues (hauteur significative H_s et période T_p). Au large du Sillon de Talbert, ces données sont issues d’une simulation numérique à partir du modèle d’états de mer océanique du logiciel TOMAWAC (Benoit et al., 2008) pour un point situé au large. En rade de Brest, où les vagues sont provoquées par les vents locaux, ces paramètres ont été obtenus sur chacun des sites d’étude en appliquant les formules de M.A. Donelan (1992) :

où F_θ est la longueur du fetch et U₁₀ la vitesse du vent à 10 m au dessus du sol. Dans cette étude, les données de force et de direction de vent utilisées ont été enregistrées à la station météorologique de Lanvéoc-Poulmic, située à 80 m d’altitude (fig. 1). Par conséquent, les vitesses de vent ont été corrigées à partir de l’équation suivante (Vincent et Résio, 1990) :

où U_z est la vitesse du vent enregistrée à l’altitude Z. Par ailleurs, la méthode développée par M.A. Donelan (1992) intègre également des paramètres directionnels. Les mesures effectuées sur le lac Ontario ont montré que la direction des vagues pouvait s’émanciper de la direction du vent Фw selon un angle θ. De fait, des écarts de 50° entre les directions du vent et le sens de propagation des vagues ont pu être observés. Aussi, selon la configuration du plan d’eau, M.A. Donelan (1992) recommande de tenir compte de ces écarts angulaires dans le calcul des conditions de vagues.

13Les altitudes du front de végétation (F_veget) et de la crête des cordons (C_cord) ont été obtenues à partir d’un levé DGPS effectué entre 2004 et 2008. Ces altitudes ont été raccordées au niveau NGF, avant d’être converties en cote marine (CM). Les données topographiques anciennes obtenues sur la flèche du Loc’h par L. Berthois et G. Aufret (1969) ont également été utilisées ainsi que celles acquises sur le Sillon de Talbert par la DDE, l’IFREMER et le Conservatoire du Littoral entre 1980 et 2005 (Boersma et Hoenderkamp, 2003 ; MD.Consultant, 2005). Enfin, l’énergie des vagues au moment du franchissement des cordons a été calculée afin de hiérarchiser les épisodes morphogènes à partir de la formule suivante :

où E est la somme de l’énergie par unité de surface (J.m^-2), ρ est la masse volumique de l’eau (1 027 kg/m³ pour une eau salée).

Analyse des forçages anthropiques

14Les forçages anthropiques ont été étudiés de façon essentiellement descriptive, à travers une observation des photographies aériennes, permettant de retracer l’historique des équipements côtiers à proximité des secteurs d’étude. Quelques témoignages de riverains ont également été recueillis sur les sites les plus anthropisés (Stéphan et al., 2005a). Seuls les prélèvements sédimentaires ont fait l’objet d’une quantification approximative. Le plus souvent, ces prélèvements ont été réalisés à la pointe des flèches et se sont traduits par un raccourcissement significatif des cordons. Dans ce cas, la longueur des segments affectés par les prélèvements a été mesurée et les volumes ont été déterminés par la méthode des surfaces verticales (Suanez, 1997 ; Stéphan, 2004).

Quantification des apports en provenance des falaises meubles

15La quantification des apports sédimentaires délivrés par les falaises meubles a été réalisée dans les secteurs de Dibenn et Bétahon (fig. 4C) ainsi que dans l’anse du Caro en rade de Brest (fig. 4B). L’analyse n’a pu être étendue à l’ensemble de nos sites d’étude en raison des faibles vitesses de recul des versants côtiers, situés à proximité. Dans l’anse du Caro, la falaise étudiée ne contribue à l’alimentation d’aucune flèche de galets. Néanmoins, les résultats seront examinés à titre de comparaison avec les autres secteurs de la rade de Brest où le recul des abrupts côtiers n’excède pas celui du Caro.La méthodologie utilisée s’est appuyée, dans un premier temps, sur le calcul des vitesses de recul des falaises par traitement numérique de clichés aériens, selon une méthode classiquement utilisée dans la littérature (Mason et Hansom, 1988 ; Bray et al., 1995 ; Costa, 1997 ; Albinet, 2001 ; Costa et al., 2002 ; Moore et Griggs, 2002). Le sommet des abrupts a été utilisé comme ligne de référence et les marges d’erreur n’excèdent généralement pas 1,25 m. Dans un second temps, le volume de sédiments (Q_brut) libéré lors du recul des versants côtiers a été déterminé par la formule suivante (Shuisky et Schwartz, 1983 ; Mason et Hansom, 1988 ; Bray, 1997 ; Albinet, 2001, Costa et al., 2002) :

Q_brut = R.L.H (7)

où R est la vitesse moyenne du recul (en m/a), L correspond à la longueur de la falaise (en m) et H est la hauteur moyenne du versant littoral (en m). De ce volume, nous avons soustrait la fraction fine, composée de particules argileuses et limoneuses (grain moyen < 63 μm), qui ne contribue pas à l’alimentation des flèches de galets. Un volume net, appelé Q_net, représentant la véritable contribution des falaises au bilan sédimentaire des accumulations littorales a été calculé de cette façon :

Q_net = qf (R.L.H) (8)

où q est la teneur en éléments de taille > 63 μm pour une falaise f. Ce facteur q a été déterminé à Dibenn et à Bétahon à partir d’une analyse granulométrique d’une vingtaine d’échantillons prélevés à différents niveaux le long des falaises (Stéphan, 2008b). Dans l’anse du Caro, nous avons utilisé les données granulométriques publiées par B. Hallégouët (1979).

Résultats

De la cinématique du trait de côte au bilan sédimentaire

16L’analyse de la cinématique récente des flèches de galets fait apparaître plusieurs modes d’évolution distincts selon l’état du bilan sédimentaire des cordons.

L’avancée

17La flèche de Bétahon est la seule à avoir manifesté une tendance à la progradation du front de végétation sommitale sur la période récente, ce qui s’est traduit par la mise en place d’une dune bordière s’accolant au massif dunaire préexistant (fig. 5A). La construction de cette avant-dune s’est effectuée principalement durant la décennie 1980 et reflète une bonne alimentation sédimentaire du secteur, notamment par le biais d’apports sableux importants. Elle laisse supposer la présence de sources sédimentaires encore actives à proximité de la flèche et témoigne d’un bilan sédimentaire positif.

La stabilité

18La plupart des flèches ourlant les rives orientales de la rade de Brest ont montré une très faible mobilité. Cette stabilité relative résulte vraisemblablement de conditions hydrodynamiques très faibles et peu propices aux transferts sédimentaires. La flèche de Porzguen, par exemple, est située à l’entrée de la ria de Penfoul, dans un léger rentrant de la côte (fig. 1A). Dans ce secteur, les vents locaux sont incapables de lever des vagues d’une hauteur supérieure à 10 cm, en raison de la faible longueur de fetch (Stéphan, 2008b). Aussi, entre 1952 et 2006, le recul et l’avancée du front de végétation sommitale n’ont dépassé 2 m qu’en de rares endroits le long du cordon (fig. 5B). Ce type d’évolution est le signe d’un bilan sédimentaire stable sur la période récente.

La macro-cannibalisation

19Plusieurs flèches ont connu des phénomènes de macro-cannibalisation (i.e., allongement d’une forme d’accumulation littorale au dépend d’elle-même sous l’effet d’un transport sédimentaire longitudinal). Ces phénomènes reflètent généralement un contexte de sous-alimentation sédimentaire (Orford et al., 1996 ; Dolique, 1998 ; Jolicoeur et al., 2010). Les apports de sédiments n’étant plus suffisants pour compenser les volumes en transit le long des flèches, leur partie proximale a enregistré une érosion au profit de la partie distale qui s’est engraissée. La mobilité récente du site de Dibenn illustre clairement ce type d’évolution (fig. 5C). Entre 1948 et 2004, la portion proximale du cordon, entre les profils de mesure P30 et P62, a reculé d’une quinzaine de mètres vers l’est tandis que la partie distale s’est allongée progressivement et a connu une avancée de 58 m au niveau du profil P75. La flèche de Troaon montre également une évolution de ce type. De 1952 à 2006, l’enracinement du cordon a progressivement reculé (jusqu’à 12 m par endroits), nécessitant la mise en place d’un enrochement dans ce secteur. Dans le même temps, la pointe de la flèche a connu une progradation de 15 m en moyenne. Ici, toutefois, les puissants courants de marée, permettant le remplissage et la vidange de l’étang du Troaon situé en arrière, ont empêché l’allongement de la flèche vers le sud. Il est possible de noter, par ailleurs, une migration rapide du fulcrum vers l’extrémité distale du cordon, à une vitesse d’environ 2,5 m/a depuis 1978, traduisant une extension de la portion en érosion aux dépens de la zone d’accrétion.

La micro-cannibalisation

20À ces évolutions se sont surimposés des phénomènes de micro-cannibalisation sur plusieurs flèches. Cette fois, seule une portion réduite des cordons a été cannibalisée, entraînant l’apparition de sous-cellules d’érosion et d’accrétion le long des édifices (Orford et al., 1996). Ces sous-cellules se mettent généralement en place lorsqu’il existe de fortes variations longitudinales des vitesses de transport sédimentaire. Les zones d’érosion correspondent alors aux secteurs d’accélération du transit, tandis que les zones d’accrétion sont liées à un ralentissement du transfert sédimentaire (Orford et al., 1996). Ce type d’évolution aboutit le plus souvent à une sinuosité de plus en plus marquée des formes d’accumulation, favorisant l’apparition de points de faiblesse propices à l’ouverture de brèches. Ainsi, l’évolution récente de la flèche de Saint-Jean (fig. 3J) permet d’identifier deux cellules de cannibalisation le long du cordon (fig. 5D). La première cellule s’étire sur une distance de 100 m dans la partie proximale de la flèche, entre les points de mesure P8 et P18. Le recul du front de végétation en amont-dérive s’est accompagné d’une avancée équivalente en aval-dérive, traduisant le déplacement longitudinal des sédiments vers l’est. La seconde cellule de cannibalisation succède immédiatement à la première le long de la flèche et a montré la même tendance. De cette façon, les sinuosités qui caractérisent la forme générale de la flèche se sont accentuées et ont migré progressivement vers l’est.

Le recul par rollover

21De nombreuses flèches de galets ont connu un recul par rollover. Ce mode d’évolution, propre aux cordons de galets, s’effectue sans véritable départ de matériel puisque les édifices migrent vers l’intérieur des terres tout en conservant leur volume initial. Il ne s’agit donc pas d’une érosion à proprement parler. Néanmoins, cette mobilité traduit dans certains cas un véritable déficit sédimentaire. En effet, J.D. Orford et al. (1996) distinguent deux dynamiques de rollover selon les vitesses de recul. Le rollover lent caractérise les cordons robustes, peu sensibles aux franchissements par les vagues de tempête et au bilan sédimentaire stable, tandis que le rollover rapide s’observe sur les cordons surbaissés, en déficit sédimentaire et fréquemment submergés par les plus hauts jets de rive. Dans ce cas, les transferts de matériel en direction du revers sont plus importants et permettent une migration rapide des accumulations en direction des terres. La mobilité des flèches de l’Auberlac’h (fig. 3C) et du Roz, par exemple, illustre une dynamique de rollover relativement lent au cours des cinq dernières décennies (fig. 6 A et B). L’alternance de phases d’avancée et de recul traduit l’intervention d’épisodes érosifs, propices au recul des cordons, auxquels succèdent des périodes de réajustement post-érosion favorables à l’avancée de la végétation au sommet des cordons. Sur ces deux sites, les avancées n’ont pas compensé entièrement les reculs successifs et l’évolution de ces deux cordons s’est soldée par un retrait estimé à 6 m pour la flèche de l’Auberlac’h et à 8 m pour celle du Roz entre 1952 et 2006.

22Plusieurs flèches se sont distinguées par une dynamique de rollover particulièrement rapide sur la période récente, signe d’un déficit sédimentaire. La flèche de Mengleuz, en rade de Brest (fig. 3E), recule actuellement à une vitesse moyenne de 1 m/a. Cette migration rapide résulte d’une crise sédimentaire amorcée en 1966 par l’ouverture d’une brèche dans la flèche à une centaine de mètres du point d’enracinement. Jusqu’en 1978, cette brèche n’a cessé de s’élargir, déconnectant la flèche des apports sédimentaires véhiculés par la dérive littorale. A mesure de son recul, la flèche a adopté un profil de plus en plus surbaissé, la rendant très sensible au franchissement par les vagues lors des pleines mers. De 1978 à 2007, le recul de la flèche s’est donc accéléré. De même, le Sillon de Talbert (fig. 3I) a enregistré des vitesses de recul supérieures à 1 m/a de 1930 à 2008, dépassant 4 m/a durant certaines périodes (fig. 6C). De nombreuses amorces de rupture se sont formées dans la partie haute du cordon et ont incité la recherche de diverses solutions techniques de stabilisation de l’édifice. En 1967, un épi transversal a été réalisé pour assurer le maintien de la racine. En 1974, c’est une digue frontale en enrochement de 1500 m de long qui a été construite. Puis des filets en géotextile ont été posés en divers endroits du cordon afin de piéger les galets. À la suite de fortes tempêtes, de nombreuses opérations de reprofilage, de colmatage de brèches et de pose de ganivelles ont également été effectuées. Jusqu’à aujourd’hui, hormis peut-être l’épi transversal qui a assuré le maintien de la racine, toutes ces opérations ont été insuffisantes pour enrayer le recul de la flèche.

Le démantèlement des cordons

23Certaines flèches ont été totalement démantelées sur la période récente, ce qui témoigne d’un déficit sédimentaire marqué. Ainsi, entre 1948 et 2006, la flèche du Faou a connu un recul moyen de 0,7 m/a (fig. 6D). Au cours de l’hiver 1974, la flèche a été éventrée en deux endroits lors d’une violente tempête (Guilcher et al., 1990). La pénurie de sédiments dans ce secteur n’a pas permis le remblaiement naturel des brèches qui se sont pérennisées et se sont progressivement élargies. La partie distale du cordon s’est alors étalée dans la vasière qu’elle contribuait à protéger et elle s’est transformée en bancs de graviers découvrant uniquement à basse mer.

L’état du bilan sédimentaire des flèches de galets

24Si le recul des flèches n’est pas nécessairement le signe d’un déficit sédimentaire, l’examen détaillé de leur cinématique récente indique néanmoins un contexte de sous-alimentation et une tendance à l’érosion à l’échelle régionale (tab. 1). Une seule flèche a montré une véritable progradation vers la mer, témoignant d’un bilan sédimentaire vraisemblablement excédentaire. Six secteurs situés en fond de rade de Brest ont également connu une relative stabilité qui s’explique par des conditions très abritées. Sept flèches ont enregistré un recul par rollover relativement lent, signe d’un bilan sédimentaire en équilibre. En revanche, une carence en apports sédimentaires a pu être identifiée sur sept flèches où les phénomènes de cannibalisation prédominent. En outre, une véritable situation de crise sédimentaire chronique a été reconnue sur cinq flèches de galets où s’est produit un recul rapide des accumulations et, pour la flèche du Faou, un démantèlement complet du cordon. La tendance à l’érosion est également observée sur la plupart des massifs dunaires de Bretagne au cours des dernières décennies (fig. 7 ; Guilcher et Hallégouët, 1991 ; Yoni, 1997 ; Stéphan et Suanez, 2004 ; Dehouck, 2006 ; Hallégouët et Hénaff, 2006 ; Suanez et al., 2007 ; Cariolet et Suanez, 2009) et renforce l’hypothèse d’une réduction des volumes sédimentaires disponibles le long des rivages de Bretagne. Toutefois, cette diminution semble affecter préférentiellement le stock de matériel grossier dont les accumulations n’enregistrent aucune tendance significative à la progradation, contrairement à certaines accumulations sableuses.

Facteurs explicatifs de l’évolution morphosédimentaire des flèches de galets

Le rôle des forçages anthropiques

25Si, à l’échelle régionale, les forçages anthropiques ne doivent pas être surestimés, ils permettent d’expliquer l’érosion récente observée sur certaines flèches de galets, en distinguant trois types d’impacts ayant influencé localement les termes du bilan sédimentaire. 1) les prélèvements massifs de sédiments grossiers ont contribué par endroits à amoindrir de façon significative le stock sédimentaire en place. Ainsi, sur les secteurs de Mengleuz (fig. 8A) et de Kersanton (fig. 3H), en rade de Brest, les extractions de galets effectuées dans les années 1960 et 1970 sont estimées respectivement à 2 700 m³ et 3 500 m³, soit 10 % et 50 % du volume actuel de ces cordons. De tels prélèvements ont affaibli considérablement les accumulations, les rendant plus sensibles au recul. 2) La construction d’ouvrages perpendiculaires au trait de côte a interrompu la continuité du transit sédimentaire en direction de certaines flèches. Ainsi, le phénomène de cannibalisation, observé sur le secteur de Troaon à partir des années 1970, coïncide avec la mise en place d’une cale d’accès à l’estran qui a déconnecté la flèche de ces principales sources d’alimentation (fig. 8B). Un cas similaire se présente sur le secteur de Mengleuz (fig. 8A) où la construction d’une cale dans les années 1960 s’est soldée par la rupture de la flèche et son démantèlement progressif est toujours en cours (Stéphan, 2004 ; Stéphan et al., 2005 a et b). Dans l’anse de l’Auberlac’h (Plougastel-Daoulas), la construction d’un môle sur la rive nord de l’anse en 1872 a également bloqué les sédiments cheminant d’ouest en est sous l’effet de la dérive (fig. 8C). En amont de l’ouvrage, les galets se sont accumulés sur une épaisseur estimée à 7 m entre 1938 et 1993 (Morel, 1993) tandis qu’en aval, un démaigrissement progressif de la plage a été observé. Le déficit sédimentaire s’est peu à peu étendu à l’ensemble de la cellule hydrosédimentaire et s’est traduit, dès 1984, par l’ouverture de deux brèches à l’enracinement de la flèche (Guilcher et al., 1990). 3) La pose d’ouvrages longitudinaux en enrochements sur certaines flèches a perturbé leur fonctionnement morphosédimentaire et aggravé les phénomènes d’érosion qu’ils étaient sensés combattre. En 1974, sur le Sillon de Talbert, une digue frontale longue de 1500 m a été mise en place au sommet du cordon dans le but de stopper son recul lors des épisodes de franchissement. Cet ouvrage a empêché l’exhaussement de la crête par processus d’overtopping et a entraîné une forte réflexion de la houle, provoquant un départ des galets de la crête vers le bas de plage. Ainsi, les épisodes tempétueux survenus durant la décennie 1980 ont provoqué un affaissement considérable du cordon, l’ouverture de nouvelles brèches et le recul du cordon vers l’intérieur des terres (Pinot, 1994).

Le rôle des forçages météo-marins en rade de Brest

26En rade de Brest, le rôle des forçages météo-marins dans la mobilité récente des flèches de galets est particulièrement difficile à mettre en évidence. L’évolution des cordons a été retracée à une résolution temporelle qui ne permet pas de cerner précisément l’impact morphogène des épisodes de franchissement. De ce fait, il n’existe pas de relation claire entre ce type d’événements météo-marins et les principales phases de recul des flèches de galets (fig. 9 à fig. 11). Si l’on tient compte uniquement des deux événements météo-marins les plus énergétiques des cinq dernières décennies, survenus le 2/11/1967 et le 23/11/1984, on note qu’ils n’ont pas conduit à un retrait systématique des accumulations littorales. L’impact morphogène de la tempête du mois de novembre 1967 a pourtant été mesuré par L. Berthois et G. Auffret (1969) sur la flèche du Loc’h à partir de relevés topographiques pré- et post-tempête. Le pic de surcote s’étant produit en phase avec une pleine mer de vive-eau de coefficient 112, les vagues, poussées par des vents de nord-ouest particulièrement violents (> 17 m/s), ont franchi intégralement le cordon. La flèche a alors connu un écrêtement de 50 cm et un recul de plusieurs mètres vers l’intérieur des terres (Berthois et Auffret, 1969). Depuis ce jour, la flèche du Loc’h a montré de nombreux signes de fragilité se traduisant par l’ouverture répétée de brèches depuis les années 1980 (Hallégouët et Morel, 1994). De même, l’impact de la tempête du 23 novembre 1984 a été signalé par A. Guilcher et al. (1990) sur la flèche de l’Auberlac’h, deux larges brèches s’étant ouvertes à l’enracinement du cordon. L’absence de signature de ces deux événements météo-marins dans la mobilité récente des flèches de la rade tient donc à des problèmes d’ordre méthodologique sur lesquels nous reviendrons ultérieurement.

27Néanmoins, la synthèse des résultats issus de l’analyse des niveaux d’eau extrêmes permet de dégager trois régimes de franchissement (fig. 12), reflétant trois types de fonctionnement morphosédimentaire en rade de Brest (Stéphan, 2008a). Le premier régime (R1) se marque par de rares épisodes de franchissement, présentant toutefois un caractère particulièrement énergétique (E > 200 J/m²). Il affecte la plupart des flèches faisant front aux vagues incidentes (swash-aligned). Ces secteurs sont ouverts à de grandes longueurs de fetch donnant naissance à des vagues relativement hautes et permettant aux plus hauts jets de rive d’édifier progressivement une crête élevée. Par conséquent, des conditions marégraphiques et météorologiques relativement exceptionnelles doivent être réunies pour entraîner leur franchissement. De tels événements conduisent à une érosion significative du haut des cordons et éventuellement à des transferts sédimentaires ponctuels en direction du revers. La mobilité de ces cordons se caractérise par un recul épisodique. Le second régime de franchissement (R2) se caractérise par un grand nombre d’épisodes (> 500 entre 1953 et 2006), auxquels sont associées des vagues de très faible énergie (E < 75 J/m²). Il affecte les flèches s’allongeant dans le sens des vagues incidentes (drift-aligned), dont la crête est située à une faible altitude (fig. 10). Ici, les jets de rive n’ont pas permis l’édification d’une crête élevée, située au-dessus des plus hautes mers de vive-eau. Bien que ces flèches soient fréquemment soumises au franchissement, elles bénéficient de conditions d’abri qui empêchent le développement de vagues véritablement morphogènes. Ces flèches, telles celles de Pont-Callec ou de Kerneïz, se situent pour la plupart dans le fond des rias orientales de la rade. Leur évolution est principalement contrôlée par un transport sédimentaire longitudinal et se traduit soit par une relative stabilité des cordons sur la période récente ou par une tendance à la cannibalisation. Pourtant, trois de ces flèches présentent une situation particulière car elles connaissent un nombre anormalement réduit d’épisodes de franchissement. Il s’agit des cordons de Porsguen, du Bourg et du Renard nord qui ont été rehaussés artificiellement. Le troisième régime (R3) affecte certaines flèches faisant face aux vagues incidentes et soumises de façon quasi quotidienne au franchissement par des vagues relativement énergétiques (E compris entre 75 J/m² et 150 J/m²), ce qui favorise les transferts sédimentaires en direction du revers des accumulations (fig. 12). Ce régime caractérise les cordons qui connaissent actuellement un recul rapide par rollover et une situation de pénurie sédimentaire.

Le rôle des forçages météo-marins sur la mobilité du Sillon de Talbert

28Sur le Sillon de Talbert, l’analyse des épisodes de franchissement permet d’observer le contrôle important exercé par ce type événement sur la mobilité du cordon (fig. 13). Les portions fréquemment affectées par ces épisodes morphogènes sont celles qui enregistrent les vitesses de recul les plus rapides. La racine de la flèche ne subit aucune submersion durant la période 1978-2006 et présente une grande stabilité. En outre, certaines périodes apparaissent plus morphogènes et se soldent par un recul plus rapide de la flèche vers l’intérieur des terres. Entre 1990 et 2002, le franchissement affecte essentiellement la partie proximale et entraîne l’ouverture de deux larges brèches au droit desquelles les vitesses de recul sont très élevées (jusqu’à 4 m/a). A l’inverse, la période 2002-2006 se caractérise par des franchissements très localisés avec une énergie modérée des vagues et une relative stabilité du cordon. L’exemple montre qu’à une échelle pluriannuelle, il est possible de cerner plus précisément l’impact des forçages météo-marins et leur véritable rôle dans le recul des accumulations. Ainsi, un travail récent par suivi topo-morphologique du Sillon de Talbert au DGPS entre 2002 et 2009 a permis de déterminer l’impact de la tempête Johanna du 10 mars 2008 sur la mobilité de la flèche (Stéphan et al., 2010). Cet événement météo-marin a entraîné des changements morphologiques considérables. Les transferts sédimentaires opérés durant la pleine mer ont atteint 120 000 m³, soit 10 % du volume total de la flèche. Les déplacements de matériel se sont effectués essentiellement depuis la plage vers l’arrière du cordon, témoignant d’une véritable dynamique de rollover. Ainsi, en quelques heures seulement, la flèche a reculé d’une dizaine de mètres en moyenne. Cet épisode particulièrement morphogène a mis fin à une période relativement longue de stabilité du cordon, enregistrée entre 2002 et 2007. Il témoigne ainsi du fonctionnement spasmodique des cordons de galets, difficilement appréciable par l’analyse des seules photographies aériennes prises à des intervalles de temps trop échelonnés.

Les apports sédimentaires en provenance des falaises meubles

29La quantification des apports liés à l’érosion récente des falaises meubles montre de grandes différences selon les trois secteurs étudiés (tab. 2). Ainsi, l’anse de Bétahon a bénéficié d’apports abondants en sables et en galets, estimés à 570 m³/a ± 75 m³/a, liés au retrait rapide (0,79 m/a entre 1952 et 2000) des versants littoraux de Cromenach dont le commandement atteint 8 m par endroits. Ces volumes importants expliquent en grande partie l’engraissement de la flèche au cours de cette période. Dans le détail, il apparaît que les apports en provenance des falaises de Cromenach n’ont pas été réguliers dans le temps. La période 1977-1986 correspond à un pic de libération de sédiments à la côte, lié à une phase d’accélération du recul des abrupts (fig. 14A). Avec un léger décalage, correspondant au temps nécessaire à l’accomplissement du transit sédimentaire, les avant-dunes se sont mises en place au sommet de la flèche de galets entre 1981 et 1986, ce qui s’est traduit par une avancée importante du front de végétation. En revanche, sur le secteur de Dibenn, les volumes de matériel apportés au cours des cinq dernières décennies par les falaises meubles sont restés très modestes (20 m³/a), en raison d’un recul plus modéré des abrupts côtiers (0,1 m/a entre 1948 et 2004 ; tab. 2) dont la hauteur n’excède pas 1,6 m. En outre, il est probable qu’un départ de sédiments ait pu se faire en direction de la plage de Treutan, à l’est des falaises (fig. 14B). Cette faible contribution des falaises meubles au bilan sédimentaire côtier explique ainsi la cannibalisation récente de la flèche qui se trouve actuellement dans une situation de sous-alimentation. Enfin, dans l’anse du Caro, le volume de matériel frais apporté par l’érosion des falaises a été estimé à 48 m³/a entre 1952 et 2000 (tab. 2). Ces faibles volumes représentent pourtant un maximum à l’échelle de la rade de Brest puisque les falaises du Caro sont les seules de ce secteur à avoir connu un recul aussi rapide au cours des cinquante dernières années. Ailleurs, les versants ont connu quelques glissements ponctuels, lentement dégagés par les agents marins. Les flèches de la rade n’ont donc bénéficié d’aucun apport sédimentaire substantiel en provenance des falaises meubles au cours des dernières décennies. Cette sous-alimentation s’est alors exprimée par une cannibalisation, un recul et un démantèlement d’un grand nombre de cordons, signe d’une pénurie sédimentaire.

30En outre, la forte concentration de flèches de galets en rade de Brest est le résultat d’un extrême découpage de la côte, favorable au détachement des formes d’accumulation de la côte (fig. 1). Les irrégularités de la ligne de rivage ont perturbé la continuité du transit sédimentaire favorisant le développement de flèches à pointe libre s’allongeant vers le large. Le relèvement progressif des fonds en avant de petites anses a également rendu difficile l’accolement de nombreux cordons au rivage, en réduisant l’énergie des vagues à l’approche de la côte. Dès lors, les courants de marée ont empêché que ces cordons ne s’ancrent à leurs deux extrémités. Ce découpage de la côte a d’ailleurs été propice à l’élaboration de formes d’accumulation très variées. La typologie des cordons dressée par A. Guilcher et al. (1957) en rade de Brest distingue plusieurs flèches sub-parallèles à la côte, des flèches barrant un estuaire, des flèches en vis-à-vis et des flèches en chicane (fig. 1A). Selon leur orientation générale aux vagues incidentes, ces accumulations sont soumises à des conditions d’exposition très différentes les unes des autres (Stéphan, 2007). Certaines flèches s’allongent en position de fuite par rapport aux vagues incidentes (drift-aligned, c’est-à-dire dans le sens de la dérive), tandis que d’autres tendent à faire face aux directions dominantes des vagues (swash-aligned, c’est-à-dire dans le sens du déferlement). Par ailleurs, l’extrême découpage du trait de côte a limité également la taille des édifices sédimentaires. Ceux-ci s’inscrivent généralement au sein de cellules hydrosédimentaires de petites dimensions où les volumes de matériel érodés, transportés et déposés sont particulièrement faibles. Ainsi, la longueur des flèches en rade n’excède généralement pas quelques centaines de mètres et leur volume atteint un maximum de 74 000 m³ au Sillon des Anglais (fig. 1B). En revanche, sur les façades nord et sud de Bretagne, les flèches étudiées présentent des dimensions plus importantes car elles s’inscrivent dans des cellules hydrosédimentaires de plus grande taille. La flèche du Linkin, par exemple, s’allonge sur près de 800 m tandis que le Sillon de Talbert s’étire sur plus de 3 km (fig. 3I) et représente un volume estimé à 1,24.10⁶ m³.

Discussion

La difficulté d’analyser le rôle des forçages météo-marins

31D’un point de vue méthodologique, l’analyse des forçages météo-marins a montré la difficulté de cerner l’impact des épisodes de hauts niveaux d’eau à la côte sur la mobilité des flèches de la rade de Brest. L’analyse s’est concentrée uniquement sur les épisodes de franchissement, en cause dans le recul des cordons de galets par rollover. Or, en rade de Brest, certaines flèches s’allongeant dans le sens des vagues incidentes (drift-aligned) sont dominées par des transits longitudinaux qui contrôlent leur mobilité. Sur ce type de cordons, les épisodes de franchissement sont peu morphogènes, ce qui explique en partie la faible relation entre ces événements météo-marins et les phases de recul des flèches. Toutefois, la corrélation n’est également pas franche sur les cordons faisant front aux vagues incidentes (swash-aligned), pour lesquels l’évolution est pourtant dominée par des transferts sédimentaires transversaux et par une dynamique de rollover. Cela tient à la fois au comportement intrinsèque des cordons à court et à long terme et aux données utilisées pour étudier l’évolution littorale. S. Chaverot et al. (2008) ont dressé un constat semblable en étudiant le rôle des tempêtes dans l’évolution mi-séculaire des massifs dunaires du nord de la France. Dans l’étude, la résolution temporelle à laquelle a été retracée la cinématique des flèches n’est pas suffisamment fine pour identifier et caractériser précisément les événements érosifs. Entre deux prises de vue aériennes, des phénomènes de rééquilibrage viennent gommer l’impact de certains épisodes. Seuls les suivis topographiques annuels, comme ceux réalisés par L. Berthois et G. Auffret (1969) sur le site du Loc’h et par P. Stéphan et al. (2010) sur le Sillon de Talbert, permettent de mesurer l’impact morphogène des épisodes de franchissement et des phases de réajustement qui leur succèdent. Ces levés ont montré que la dynamique des cordons de galets est généralement spasmodique et se caractérise par des périodes de faible mobilité ponctuées par de brusques épisodes érosifs. L’augmentation éventuelle du nombre de ces événements véritablement morphogènes est très difficile à déterminer, même sur un pas de temps d’un demi siècle, en raison de leur caractère exceptionnel. En effet, sur les côtes macro-tidales de Bretagne, le franchissement de la plupart des cordons de galets s’effectue lorsque se conjuguent une pleine mer de vive-eau et le passage d’une dépression atmosphérique creusée près des rivages, ce qui entraîne une surcote importante et une forte agitation du plan d’eau. Or, la marée et les conditions atmosphériques sont deux paramètres complètement indépendants dont la conjonction présente un caractère hautement aléatoire (Pirazzoli, 2000). L’analyse des conditions météo-marines sur la période 1953-2006 a permis d’identifier seulement deux épisodes de ce type au cours des cinq dernières décennies en rade de Brest : le premier en novembre 1967 et le second en novembre 1984. Plus récemment, la tempête Johanna du 10 mars 2008 a également eu un impact morphogène important sur les cordons de la rade de Brest (Stéphan, 2008b).

Une pénurie sédimentaire qui touche essentiellement le stock de galets ?

32À l’exception du secteur de Bétahon, les flèches de galets de Bretagne n’ont montré aucune tendance importante à la progradation au cours des dernières décennies, contrairement à certaines accumulations sableuses et à la plupart des accumulations pélitiques. En effet, plusieurs massifs dunaires semblent avoir bénéficié d’apports significatifs en provenance de l’avant-côte, telle la flèche de l’Ile Blanche dans le nord de la Bretagne (Pinot, 1995 ; fig. 7). De même, la progradation des dunes de l’Anse de Dinan, entre 1966 et 1990, est liée à une bonne alimentation sédimentaire reposant sur des apports biogènes très importants (Hallégouët et Hénaff, 1995). Les phénomènes d’érosion observés sur de nombreux massifs dunaires ont été imputés le plus souvent à de fortes pressions anthropiques, qu’il s’agisse d’extraction d’amendements calcaires opérés dans les petits fonds (13 000 t/a entre 1970 et 1997 aux Sables d’Or-les-Pins ; Laboratoire Central d’Hydraulique de France, 1982) ou directement sur l’estran (15 000 t/a au Kernic ; Yoni, 1997), d’une perturbation de la circulation sédimentaire liée à la mise en place ou la destruction d’ouvrages d’art (Le Cosquer, L’Aber, Penn Ar C’hleuz), ou encore de la dégradation de la végétation dunaire liée à la surfréquentation des sites (Guilcher et Hallégouët, 1991). L’érosion récente des côtes sableuses de Bretagne apparaîtrait donc bien plus comme le résultat d’actions anthropiques, et non comme la conséquence d’une pénurie sédimentaire affectant le stock sableux. Concernant les accumulations pélitiques, il semble également que la plupart des rias, des abers et des estuaires de la région poursuivent leur remblaiement et enregistrent également des taux de sédimentation importants (Guilcher, 1953 ; Guilcher et Berthois, 1957 ; Andrade, 1981). Les problèmes d’envasement ou d’ensablement à proximité d’infrastructures portuaires sont également fréquents. Les ports de Perros-Guirec (Pinot, 1998), de Morlaix (SOGREAH, 1992), d’Audierne (Hénaff et Jégu, 1995) et de Lesconil (SOGREAH, 1993) doivent régulièrement recourir à des dragages pour assurer leur accessibilité. S’il est vrai que cette sédimentation fine est souvent liée à une perturbation de la circulation naturelle des vases induites par les ouvrages portuaires eux-mêmes, elle témoigne néanmoins d’une abondance en matériaux pélitiques sur les rivages de Bretagne. Certes, les cordons de galets comportent une fraction sableuse interstitielle importante pouvant bénéficier de cette abondance mais la fraction grossière semble désormais sous-alimentée.

33Les apports de galets en provenance des petits fonds sont désormais très modestes (Morel, 1997) voire totalement inexistants dans certains secteurs, comme l’ont montré B. Fichaut et S. Suanez (2007) dans l’archipel de Molène. Par conséquent, les falaises meubles représentent les principales voire les seules sources en matériel grossier pour les accumulations de galets de Bretagne (Guilcher, 1949 ; Guilcher et al., 1957, 1990). En rade de Brest, les affleurements de schistes dévoniens se délitant en aiguilles et plaquettes contribuent à l’alimentation sédimentaire de quelques flèches, mais les apports de ce type restent très localisés. Or, la quantification des volumes sédimentaires délivrés par l’érosion des falaises meubles a mis en évidence leur faible contribution au bilan sédimentaire des flèches de galets sur la période récente. Désormais, les apports de ce type sont extrêmement réduits au regard des volumes en présence dans les cordons, ce qui autorise à avancer l’hypothèse d’une réduction contemporaine des volumes de galets en provenance des falaises meubles. Une telle réduction des apports pourrait s’expliquer par la mise en saillie progressive d’appointements rocheux le long du rivage à mesure que reculent les falaises meubles sous l’action d’une érosion différentielle des vagues (Carter et Orford, 1984 ; Carter et al., 1987). À mesure qu’elles apparaissent, ces pointes perturbent la continuité du transit sédimentaire en direction des formes d’accumulation et tendent à compartimenter la côte en un grand nombre de petites cellules autonomes. Ce type d’évolution s’observe notamment le long des côtes contraposées, caractérisées par la superposition d’une couverture de matériaux meubles sur un substrat rocheux résistant. Or, en Bretagne, de nombreuses portions littorales répondent à ces conditions, la plus remarquable d’entre elles se situant en rade de Brest où la côte est segmentée en une centaine de cellules hydrosédimentaires (fig. 1).

34Une seconde raison de l’appauvrissement sédimentaire tiendrait à l’absence de pulsations transgressives du niveau marin en Bretagne au cours des derniers millénaires. Sur les côtes de Nouvelle-Ecosse au Canada, D.L. Forbes et al. (1995) et J.D. Orford et al. (2002) ont expliqué l’érosion des flèches et cordons de galets par l’absence d’oscillations importantes du niveau marin au cours des derniers millénaires, ce phénomène n’ayant pas favorisé la libération de grandes quantités de sédiments sur l’estran par l’érosion accrue des falaises par les vagues. En Bretagne, le niveau moyen de la mer s’est élevé à une vitesse relativement faible, estimée à 1 mm/a au cours des trois derniers millénaires (Morzadec-Kerfourn, 1995). En outre, en rade de Brest, le rythme du mouvement transgressif a progressivement décru depuis 2 700 ans (Stephan, 2010). Par conséquent, l’élévation contemporaine du niveau moyen de la mer ne serait pas suffisamment vigoureuse pour prélever des matériaux dans les zones sources situées au-dessus du niveau habituel d’action des vagues. En effet, les observations de terrain semblent indiquer que les vagues ne sont plus capables de rafraîchir fréquemment le pied des falaises meubles et de déblayer les glissements qui s’y opèrent. Le plus souvent, seule la base des glissements est sapée en micro-falaise et n’est que rarement atteinte par les vagues. Par conséquent, les versants côtiers tendent progressivement à se régulariser et les glissements sont pour la plupart végétalisés. En outre, le dégagement presque complet de la couverture superficielle de head au niveau des falaises a entraîné l’apparition progressive de la roche-mère sous-jacente, souvent très résistante, que les vagues peuvent difficilement faire reculer. La présence d’un large platier, jonché de blocs volumineux initialement présents dans les coulées périglaciaires, a également pour effet de dissiper l’énergie des vagues à l’approche du pied de falaise, et de limiter d’autant l’action érosive de la mer (fig. 4B).

Les flèches de galets : des formes reliques ?

35L’analyse pétrographique des galets réalisée par V. Morel (1997) sur une vingtaine de cordons de galets en Bretagne a montré que la majeure partie des sédiments qui constituent actuellement ces accumulations ne provient pas du recul des falaises adjacentes, mais est issue du remaniement par la mer durant la transgression post-glaciaire d’une couverture de matériaux gélifractés présente sur la plate-forme continentale. S. Costa (1997) a également montré que les volumes de galets constituant les cordons du littoral haut-normand et picard étaient hérités de la transgression marine holocène. De la même façon, P.-R. Giot (1962) a attribué la présence de milliers de mètres cubes de matériel exogène (essentiellement du microgranite) dans les cordons fossiles et actuels de la baie d’Audierne à l’existence d’un gisement sous-marin à quelques kilomètres au large, soumis à la gélifraction lors de la dernière glaciation et dont les produits de l’érosion ont été apportés progressivement au rivage lors de la transgression marine holocène. Sur la côte méridionale de l’Angleterre, M.J. Bray et al. (1995) ont montré que les apports en provenance de la plate-forme continentale ont été à l’origine de la formation des grandes accumulations de galets telles que Chesil Beach ou Hurst Spit lors de la transgression marine holocène. Les auteurs rappellent toutefois que de telles zones sources sont largement épuisées à l’heure actuelle. La plupart des flèches de galets de Bretagne devraient donc leur existence à la constitution d’un stock de matériel grossier au cours de la transgression marine holocène. Ainsi, le volume considérable de sédiments qui forme le Sillon de Talbert ne provient pas du seul recul des falaises adjacentes. Dans ce secteur, la mer a remobilisé les anciennes nappes alluviales du Trieux et du Jaudy au cours de sa remontée. Une fois atteint une position proche de l’actuelle, la mer a ensuite exploité un ancien cordon d’âge éémien qui a livré un volume substantiel de matériaux et dont il subsiste encore quelques lambeaux sur l’estran. Les falaises ne sont devenues les principales pourvoyeuses en matériel grossier que tardivement en délivrant une quantité de sédiments certainement moins importante que les sources fossiles. En ce sens, V. Morel (1997) a pu parler de formes sédimentaires reliques pour caractériser la plupart des cordons de galets de Bretagne, constitués d’un matériel essentiellement hérité.

36À l’échelle des derniers millénaires, le mécanisme de rollover a permis la migration vers l’intérieur des terres des accumulations tout en conservant une grande partie de leur volume initial. Ce recul s’est produit dans un contexte d’élévation du niveau moyen de la mer et de diminution progressive des apports sédimentaires à mesure que les falaises devenaient les principales sources d’alimentation. Pour J.D. Orford et al. (1991), la stabilité des cordons de galets est la résultante de l’abaissement de la crête lors des épisodes de franchissement et de son exhaussement lors des phases de calme morphodynamique. Toutefois, dans un contexte de transgression marine sur le long terme, l’équilibre disparaît au profit d’une érosion de la crête par les vagues de tempête, sauf si des apports sédimentaires significatifs viennent compenser l’érosion (Orford et al., 1991 ; Orford et Carter, 1995 ; Jolicoeur et al., 2010). Sans apports de matériel frais, le franchissement tend à prédominer et entraîne un abaissement progressif du cordon et une accélération de son recul. À l’échelle de la Bretagne, cette tendance est mise en évidence et se manifeste, sur la période récente, par l’ouverture de plus en plus fréquente de brèches dans les cordons et conduit parfois à leur démantèlement. Actuellement, les apports sont insuffisants pour compenser les pertes causées par l’attrition des galets ou encore par l’abandon d’une partie du stock sédimentaire sur l’avant-côte à mesure que reculent les cordons, comme l’ont montré D.L. Forbes et al. (1991) sur le site de Story Head en Nouvelle-Ecosse. Les pertes sédimentaires peuvent également être liées au remblaiement des zones déprimées en arrière des flèches ou à celui des anses formées par l’irrégularisation du trait de côte. Dans leur partie distale, les flèches sont parfois soumises à une érosion par les courants de marée dont les produits viennent édifier des deltas de flot et de jusant. Enfin, des pertes importantes résultent des prélèvements anthropiques effectués essentiellement au cours du XX^e siècle sur les accumulations de galets (Morel, 1997).

Conclusions

37À l’échelle régionale, L’analyse de la cinématique récente des flèches de galets a révélé une tendance générale à l’érosion. Seule la flèche de Bétahon a connu une progradation d’une dizaine de mètres vers la mer, par apports importants de sables et de galets en provenance des falaises meubles situées à proximité. Six flèches situées dans les parties les plus internes de la rade de Brest ont également montré une relative stabilité. Cette évolution est essentiellement le résultat de conditions d’abri très prononcées. Huit flèches ont enregistré une dynamique de rollover épisodique, caractéristique d’une situation d’équilibre du bilan sédimentaire. Dans ces secteurs, les vitesses de recul ne dépassent pas 0,2 m/a au cours des cinquante dernières années. En revanche, une sous-alimentation sédimentaire a pu être identifiée sur sept flèches, affectées par des processus de cannibalisation. Cinq flèches ont connu un recul rapide par rollover, à des vitesses moyennes comprises entre 0,25 m/a et 1 m/a sur la période récente. Sur ces cordons, l’ouverture de brèches s’est multipliée lors des dernières décennies, signe d’une crise sédimentaire chronique conduisant, pour la flèche du Faou, à un démantèlement complet du cordon.

38Les actions anthropiques ne sont que partiellement responsables de cette érosion, là où se sont concentrés les prélèvements sédimentaires, lors de la mise en place d’ouvrages transversaux bloquant le transit de matériel en direction des flèches ou lorsque la pose d’enrochements longitudinaux a modifié le fonctionnement morphodynamique des cordons. Dans la plupart des cas, la dynamique régressive des flèches n’est imputable qu’aux agents de forçage météo-marins exploitant une situation de crise sédimentaire liée à une diminution progressive des apports en provenance des falaises meubles quaternaires. Ces dernières constituent, actuellement, la seule source d’approvisionnement en galets sur les côtes bretonnes. En rade de Brest, même les abrupts connaissant les vitesses de recul les plus rapides ne livrent actuellement qu’une maigre quantité de sédiments à la côte. Dans l’anse du Caro, par exemple, les apports de ce type ne dépassent pas 48 m³/a. Ce n’est donc que localement, là où la disponibilité actuelle en matériel grossier est encore importante, que les flèches sont en mesure de connaître un engraissement significatif, comme observé sur la flèche de Bétahon. Dans ce secteur, les falaises meubles apportent annuellement un volume d’environ 570 m³/a ± 75 m³/a de sables et de galets à l’estran.

39La tendance récente à l’érosion des flèches de galets pose alors la question du devenir de ces édifices sédimentaires et des éventuelles mesures de gestion et de conservation à mettre en œuvre. En Bretagne, les enjeux d’une telle gestion ne sont pas économiques. En effet, la largeur réduite de ces flèches a limité les possibilités d’installation humaine et les espaces d’arrière-cordon ne sont pas urbanisés et ont rarement été exploitées à des fins agricoles. Néanmoins, ces cordons constituent le premier rempart contre la submersion marine des marais maritimes et protègent ainsi des zones humides à forte valeur écologique. Leur rupture peut donc conduire à la transformation rapide de milieux reconnus pour leur grande richesse floristique et faunistique, ce qui peut se solder par la perte d’une biodiversité désormais protégée. De plus, ces flèches constituent en elles-mêmes un patrimoine géomorphologique remarquable en raison de la grande diversité de leurs formes et de l’intérêt scientifique que représente leur mobilité. Les enjeux actuels sont donc à la fois écologiques et patrimoniaux. Ils apparaissent clairement dans les mesures de gestion adoptées au cours des dernières années sur le Sillon de Talbert. Depuis 2004, cette flèche fait l’objet d’une valorisation paysagère importante de la part du Conservatoire du Littoral. Les ouvrages de stabilisation en enrochements, mis en place dans les années 1970, ont été supprimés afin de restaurer les qualités esthétiques de la flèche. Ainsi, ces opérations ont permis de répondre aux critères de classement du site en « Espace remarquable de Bretagne ». La labellisation s’est accompagnée de la création d’une Réserve Naturelle Régionale sur le Sillon de Talbert en décembre 2006. Les raisons ayant motivé ce classement tiennent essentiellement à l’intérêt géomorphologique que représente cette flèche à pointe libre au niveau national, le Sillon devenant ainsi l’un des premiers géomorphosites littoraux de Bretagne. Elles témoignent d’une volonté de rompre avec les méthodes « traditionnelles » de lutte contre l’érosion côtière en acceptant le recul du cordon tout en évitant sa rupture par le recours aux reprofilages ponctuels après chaque événement morphogène. Ces mesures semblent donc plus appropriées à la nature dynamique de la flèche de galets mais elles ne corrigent en rien le déficit sédimentaire dont souffre ce cordon. Ces actions traitent uniquement les effets et non la cause de l’érosion et on peut s’interroger sur la pérennité de ces interventions qui permettent uniquement de retarder l’inévitable démantèlement du Sillon de Talbert.