Ce travail a été financé par la Région Bretagne dans le cadre d’un contrat Nature ; il a également bénéficié de financements de la commune de Guissény dans le cadre de Natura 2000 au titre de la conservation et de l’entretien des milieux dunaires (objectif A3). Nous tenons à remercier R. Magne du SHOM pour la mise à disposition des données de houles. Nous remercions également Guy Wöppelmann, responsable du projet SONEL, pour la mise à disposition des données marégraphiques observées. Merci à Laurence David (Géomer) pour sa contribution dans la réalisation de certaines cartes.

2Ces travaux débouchèrent sur le développement de modèles numériques simulant le recul des dunes généré par les tempêtes. La première approche repose sur le principe d’ajustement du profil d’équilibre décrit par P. Bruun (1962) qui stipule que le volume érodé à la dune vient engraisser la plage, assurant ainsi une conservation du bilan sédimentaire sur l’ensemble du profil transversal (Edelman, 1972 ; van de Graaff, 1977 ; Vellinga, 1982, 1984 ; Kriebel et Dean, 1985, 1986). L’importance du recul de la dune est alors fonction de l’élévation du plan d’eau au moment de la tempête, qui elle-même détermine l’allure du profil du haut de plage post-tempête suivant la relation : z = 0,415 (x + 4,5)^0,5 – 0,88 ; où z est la profondeur (en m) sous le niveau d’eau extrême atteint lors de la tempête, et x la distance (en m) à partir de l’intersection entre le profil post-tempête et le niveau d’eau extrême. La limite des transferts sédimentaires vers le bas de plage est fonction de la relation : h_b = 1,28 H_b (fig. 1).

3S. A. Hugues et T.-Y. Chui, (1981, in Carter et al., 1990) ont montré que plus de 70 % du volume sédimentaire érodé à la dune intervient avant que les plus hauts niveaux d’eau ne soient atteints. C’est principalement l’attaque des premières vagues qui érode le matériel de la dune entraînant l’exhaussement de la plage, de telle sorte que l’épaisseur de la tranche d’eau submergeante reste constante. Très vite, un nouvel équilibre s’instaure alors entre le profil de plage « de tempête » et les conditions hydrodynamiques tempétueuses, diminuant ainsi l’action érosive des vagues.

4Une seconde approche modélisatrice reposant sur l’analyse des processus dynamiques a été proposée en tenant compte de l’impact du jet de rive sur le front de dune (Fisher et Overton, 1984 ; Larson et al., 2004 ; Erikson et al., 2007). Ainsi, le recul total de la dune, et par là même le volume de sable érodé, est fonction de la fréquence et de l’intensité de chaque jet de rive dès lors que la hauteur de ce dernier (runup) est supérieure à celle du pied de dune (Overton et Fisher, 1988). Ces processus sont à l’origine du sapement de pied de dune qui, à terme, entraîne une déstabilisation de l’escarpement facilement identifiable par la présence de formes d’érosion telles que les fissures de tension, les éboulements, ou les glissements (Carter et Stone, 1989 ; Carter et al., 1990 ; Erikson et al., 2007). De nombreuses études ont toutefois insisté sur le rôle déterminant de la végétation racinaire qui permet de maintenir une forte pente de l’escarpement (40° à 43°) après érosion, alors que pour les dunes non végétalisées, les phénomènes de glissement et d’éboulement qui affectent le versant érodé entraînent une diminution de la pente (32° à 34°) (Carter, 1980). C’est sur ce principe que P. Ruggiero et al. (2001) ont proposé un modèle visant à évaluer la sensibilité des cordons dunaires à l’érosion générée par le déferlement des vagues de tempête. La démarche consiste à mettre en relation la hauteur des niveaux d’eau extrêmes à la côte, définie par la somme du runup et de la marée observée, avec celle du pied de dune ; lorsque la tranche d’eau est supérieure à l’altitude du pied de dune l’érosion intervient. Cette approche méthodologique a permis entre autre d’évaluer la vulnérabilité des îles barrières soumises à l’action des ouragans le long de la côte est des Etats-Unis (Sallenger, 2000 ; Salenger et al., 2002 ; Stockdon et Thompson, 2007 ; Stockdon et al., 2007).

5L’objectif de cet article a été d’analyser l’impact morphogénique de la tempête du 10 mars 2008 (cf. Cariolet et al., ce volume) sur les systèmes dunaires de deux plages du Finistère nord : la plage du Vougot à Guissény et de Boutrouilles à Kerlouan (fig. 2) et, à partir de là, d’étendre la réflexion à la problématique générale de l’action des tempêtes sur l’érosion des dunes. Les effets de cette tempête sur ces deux sites ont été d’autant mieux enregistrés que cet épisode est intervenu alors que ces deux plages faisaient l’objet d’un suivi topo-morphologique à haute fréquence depuis plusieurs années. Dans un premier temps, nous avons cherché à voir si les processus observés du point de vue morphosédimentaire et hydrodynamique répondaient aux modèles théoriques présentés ci-dessus. Dans un second temps, l’analyse a été poursuivie en replaçant cet évènement au sein de l’évolution pluriannuelle mesurée depuis l’année 2004 pour la plage du Vougot, et 2006 pour la plage de Boutrouilles ; l’objectif étant d’étudier le rôle de ces épisodes morphogènes dans le fonctionnement à plus long terme des dunes. Enfin, nous avons cherché à déterminer les principaux paramètres intervenant dans le processus d’érosion ; dans le même temps le travail a porté sur l’analyse de la résilience des ces cordons.

Contexte géographique

6Les deux sites d’étude se situent sur la côte nord du Finistère, ils correspondent à la plage du Vougot située sur la commune de Guissény et à la plage de Boutrouilles sur la commune de Kerlouan, et sont localisés de part et d’autre de la pointe de Neiz Vran (fig. 2). L’ensemble de cette zone littorale qui s’étend de Landéda-Plouguerneau à l’ouest à la baie de Goulven à l’est, est constitué d’une large plateforme à écueils s’étendant en contrebas du plateau du Léon. Le contact entre la plate-forme littorale et la partie continentale du plateau se fait par un escarpement en partie d’origine tectonique, de 30 à 50 m de commandement suivant les secteurs. À l’ouest, dans le secteur de Plouguerneau, cet escarpement est battu par la mer ; en se déplaçant vers l’est jusqu’à la baie de Goulven, cet abrupt prend l’allure d’une falaise morte déconnectée de la mer par des plaines littorales sédimentaires, en partie fermées par des cordons littoraux, édifiés durant la transgression holocène (Hallégouët, 1971 ; Hallégouët, 1978 ; Guilcher and Hallégouët, 1991). La morphologie générale de la zone du Vougot et de Boutrouilles illustre très bien ce dernier cas (fig. 2).

7Les houles principales arrivant sur l’ensemble du secteur proviennent essentiellement de l’ouest-nord-ouest (Suanez et al., 2007). Les hauteurs (H_mo) modales sont comprises entre 1 et 1,5 m, les périodes modales (T_pic) entre 9 et 10 secondes. 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 émergeants 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. 2). 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 plage de Boutrouilles est aussi protégée de la houle d’ouest par la pointe de Neiz Vran, elle reste cependant plus exposée aux houles de nord-ouest. D’après les données du SHOM, le marnage se situe aux alentours de 7,10 m (cette valeur correspond à la moyenne du marnage au niveau de l’Aber Wrac’h : 6,7 m et de Roscoff : 7,55 m).

Le cordon dunaire de la plage du Vougot

8Au niveau de la plage du Vougot, le cordon dunaire s’étire sur environ 2 km depuis la falaise morte du Zorn, suivant une direction sud-ouest nord-est (fig. 3). Il protège une vaste zone poldérisée déconnectée de la mer au niveau de Porz Olier, par la construction d’une digue artificielle en 1834 (Bodéré et al., 1983). D’après A. Guilcher et B. Hallégouët (1991), la partie interne de ce cordon 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. Enfin, 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. Cette dune culmine à près de 13 m d’altitude NGF, et se présente sous la forme d’un complexe dunaire massif d’une largeur comprise entre 250 m et 400 m. La plage intertidale marquée quant à elle par une pente moyenne faible (tan = 0,025) est caractérisée par un contexte morphodynamique dissipant (Wright et Short, 1984). Pour ce qui est de la granulométrie, la taille des sables dunaires est comprise entre 200 et 250 µm, elle tend à augmenter en haut de plage (entre 250 et 315 µm).

9La partie interne du massif dunaire est colonisée par une végétation rase extrêmement dense, constituée essentiellement d’une pelouse aérohaline. Sur la partie externe du cordon dunaire située proche de la mer, on trouve une ceinture de graminées (sp. Ammophila arenaria) dont le système racinaire apparaît en coupe au sommet de l’escarpement. Le réseau de racines très dense pénètre à plus de 1,5 m de la surface de la dune, il augmente ainsi la cohésion des sables dans cette partie haute de l’escarpement qui présente une pente subverticale (photo 1A). À certaines périodes de l’année, le versant externe de la dune présente de nombreuses formes d’érosion telles que des falaises, des glissements ou des éboulements qui témoignent de l’attaque fréquente et répétée des tempêtes (photos 1B, 1C et 1D). Cette érosion, concentrée essentiellement sur la partie orientale du cordon dunaire (fig. 3), a fait l’objet de nombreuses études depuis ces dernières années ; la vitesse de recul maximum calculée dans ce secteur entre la fin des années 1970 et 2000 atteint -0,6 à -0,75 m/an, elle s’est toutefois accélérée entre 2004 et 2009 pour atteindre -1,2 à -1,5 m/an (Sparfel et Suanez, 2007 ; Suanez et al., 2007 ; Cariolet et Suanez, 2009, Suanez et al., 2010).

10L’analyse du bilan sédimentaire du système plage/dune de ce secteur effectuée sur la période 2005-2009 a montré qu’une grande partie du matériel érodé à la dune venait dans un premier temps engraisser le haut de plage (Suanez et al., 2010). Ce matériel est ensuite repris par des courants de dérive orientés d’est en ouest ; cette circulation est liée à la diffraction de la houle autour de l’écueil d’Enez Du (fig. 3). Cette dynamique hydrosédimentaire explique en partie que plus l’on se déplace vers l’ouest (en direction de la falaise du Zorn), plus l’érosion du cordon dunaire diminue jusqu’à devenir inexistante (Sparfel et Suanez, 2007). À l’heure actuelle, on peut donc dire que ce cordon dunaire correspond en grande partie à une forme héritée dont le bilan sédimentaire est globalement déficitaire, surtout dans sa partie orientale. Toutefois, comme on le verra, une alimentation saisonnière centrée sur la période estivale peut engraisser le pied de dune qui alors s’exhausse momentanément. Ces apports d’origine éolienne proviennent de la plage intertidale qui ne cesse de perdre du matériel comme l’ont montré les mesures effectuées entre 2005 et 2009 (Suanez et al., 2010).

Le cordon dunaire de la plage de Boutrouilles

12Comme pour la dune du Vougot, ce cordon dunaire, soumis pendant des décennies à l’action érosive de la mer (photo 2A), recule en moyenne de -0,15 m/an depuis 1952 ; ce recul s’est toutefois accéléré sur la période récente (de 2000 à 2005) pour atteindre -0,7 m/an (Cariolet et Suanez, 2009). Dans le but de stopper cette érosion la décision de protéger la dune a été prise par les élus locaux. Entre les mois d’octobre et de novembre 2006, un ouvrage longitudinal de type Stabiplage^® a été mis en place au pied du cordon dunaire sur une longueur de 270 mètres linéaires afin de fixer le trait de côte (photos 2B, 2C). Il s’agit d’une structure en matériau géocomposite formant une enveloppe perméable qui, une fois injectée de sédiments, constitue un corps monolithique de section elliptique (Cariolet et al., 2008). Dans le même temps, le versant externe a été reprofilé et une ceinture d’oyat a été plantée le 7 mars 2007 en son sommet afin de renforcer le maintien des sables dans cette partie haute du profil. Quelques jours plus tard, le 23 mars 2007, une tempête associée à une pleine mer de vive-eau a sapé le pied de dune entraînant des phénomènes de glissement qui ont emporté les graminées (Cariolet et al., 2008). Au mois de mai 2007, le versant externe de la dune a été de nouveau reprofilé et une nouvelle ceinture d’oyat a été plantée (photo 2D).

13Les dynamiques hydrosédimentaires observées au sein de cette cellule littorale sont largement commandées par des transferts transversaux (Cariolet et al., 2008). Ce fonctionnement s’explique par le fait que la plage de Boutrouilles est fermée à ses deux extrémités orientale et occidentale par des « saillants » rocheux qui limitent considérablement les transits longitudinaux (fig. 3). À cela s’ajoutent les effets réfléchissants induits par la présence du Stabiplage^® qui génèrent aussi des déplacements sédimentaires transversaux en haut de plage (Cariolet et al., 2008).

Méthodes et données utilisées

Méthode de levé et de traitement des données topo-morphologiques

Acquisition et de traitement des données météomarines

15L’analyse des conditions météo-atmosphériques (vent, pression barométrique) relatives à la tempête du 10 mars 2008 a été réalisée à partir de données acquises auprès de la station météorologique du réseau Météo France située à Brignogan (fig. 4). L’étude des conditions hydrodynamiques a reposé quant à elle sur le calcul des niveaux d’eau extrêmes à la côte. Cette information a été obtenue en sommant les deux paramètres agissant sur la déformation du plan d’eau : la marée observée (marée astronomique + surcote) et le runup (effets combinés du setup et du jet de rive générés par la houle). La marée observée provient des enregistrements du marégraphe de Roscoff situés à une trentaine de kilomètres de la zone d’étude (fig. 2) ; les données de houle au large utilisées pour le calcul du runup ont quant à elles été obtenues par modélisation auprès du LNHE-EDF et du SHOM. Le calcul du runup s’est fait à partir des équations de H. F. Stockdon et al. (2006).

16où, R₂ : hauteur atteinte par 2 % des plus hauts jets de rive, β_ƒ : pente de la plage, H₀et L₀:hauteur et longueur d’onde de la houle au large ; la formule (1) a été utilisée lorsque ζ₀ < 0,3 ;la formule (2) lorsque 0,3 < ζ₀ < 1,25 ; où ζ₀ : nombre d’Iribarren (Battjes, 1974).

17Il convient de préciser que les niveaux d’eau extrêmes calculés à partir de cette approche théorique ne correspondent qu’à des ordres de grandeur dont il est difficile d’estimer l’incertitude. En effet, les équations qui ont été utilisées tiennent compte de la houle au large, or, comme nous l’avons montré, la plateforme à écueils induit des phénomènes de diffraction et/ou de réfraction qui modifient considérablement les caractéristiques de houle à la côte. De même, les valeurs de marée enregistrées à Roscoff sont certainement différentes de celles observées sur les plages du Vougot et de Boutrouilles compte tenu de la distance qui les sépare. Toutefois, comme nous le verrons ultérieurement, les hauteurs de niveaux d’eau extrêmes obtenues par cette méthode (que nous pouvons considérer comme « indicatives »), s’accordent avec les observations faites sur le terrain lors de la tempête du 10 mars 2008.

Impacts morphosédimentaires de la tempête du 10 mars 2008

18Comme le montrent les photos comparatives (photo 3), les niveaux d’eau extrêmes à la côte durant la tempête du 10 mars ont été particulièrement hauts sur les deux sites. Cela s’est traduit par une attaque directe du pied et/ou de l’escarpement de dune par les vagues déferlantes, même sur la plage de Boutrouilles, malgré la présence de l’ouvrage de défense Stabiplage^®. D’un point de vue morphosédimentaire, l’érosion des cordons dunaires a été très importante sur les deux sites. Les mesures effectuées deux jours après l’épisode ont montré que le recul maximum du front de dune de la plage du Vougot avait atteint pratiquement 6 m (fig. 5). Comme le montre la figure 4, l’érosion croissante d’est en ouest est passée de -1 m au niveau des profils P01 à P06, à plus de -5 m entre les profils P12 et P19. Pour la plage de Boutrouilles, nous ne disposons pas de mesures du front de dune ; ceci étant, les observations de terrain réalisées deux jours après la tempête, ont montré que recul de la dune avait été environ 3 m sur l’ensemble de la plage (photo 3D).

19Les mesures de profils de plage/dune effectués sur les deux sites vont dans le même sens (fig. 6). Les trois profils de la plage du Vougot ont enregistré un recul significatif de la dune. Le calcul des volumes sédimentaires effectué sur deux sections du profil de plage (la dune et la haute plage intertidale) indique que pour les profils 1 et 2, la quantité de matériel perdu par le recul de la dune (respectivement -9,2 et -8,51 m³/m.l) est compensée par un gain sédimentaire du haut de plage (respectivement +10,24 et +16,45 m³/m.l) (fig. 6A et 6B). À l’inverse, les résultats obtenus pour le profil 3 de la plage du Vougot (fig. 6C), et pour les deux profils de la plage de Boutrouilles (fig. 6D et 6E), indiquent que l’ensemble du système dune/haut de plage est en érosion. Il semblerait toutefois que pour la plage de Boutrouilles des phénomènes d’accrétion, non pris en compte par la mesure, interviennent au-delà d’une profondeur comprise entre -1 et -2 m NGF (fig. 6D et 6E).

Niveaux d’eau extrêmes atteints lors de la tempête du 10 mars 2008

20Comme nous l’avons rappelé en introduction, l’érosion des cordons dunaires intervient dès lors que les niveaux d’eau extrêmes à la côte sont supérieurs à l’altitude du pied de dune ; c’est le principe du Property Erosion Model défini par P. Ruggiero et al. (2001). Cette approche a été utilisée par de nombreux auteurs afin d’expliquer la dynamique de recul des cordons dunaires et/ou de définir des modèles de vulnérabilité des cordons littoraux face aux tempêtes (Sallenger, 2000 ; Sallenger et al., 2002 ; Suanez et Stéphan, 2006 ; Stockdon et al., 2007 ; Stockdon et Thompson, 2007).

21Dans le cadre de cette étude, les résultats montrent que pour les deux sites, les niveaux d’eau extrêmes à la côte atteignant 7,40 m NGF, ont été bien supérieurs à l’altitude du pied de dune quel que soit le profil de plage. Pour la plage de Boutrouilles, les plus hauts jets de rive ont même franchi la hauteur maximale du Stabiplage^® (photo 3C) entraînant une érosion de la dune en arrière de l’ouvrage (photo 3D). Dans les deux cas, les niveaux d’eau attaquant le versant externe de la dune ont dépassé d’environ 1 m à 1,80 m le pied de dune. Les valeurs obtenues ne donnent toutefois que des ordres de grandeur car si l’on tient compte des effets locaux, liés notamment à la force du vent (> 22 m/s) associée à une très faible pression (975 hpa) (fig. 7B et 7C), et qui ne sont pas toujours enregistrés par les marégraphes situés le plus souvent en zone portuaire abritée (Benavente et al., 2006), ces niveaux d’eau ont pu être bien supérieurs. En effet, les observations de terrain durant la pleine mer du soir nous ont montré que certains jets de rive dépassaient la crête de la dune.

Figure 7 : Conditions météo-atmosphériques et niveaux d’eau extrêmes à la côte observés lors de la tempête du 10 mars 2008. (A) : direction du vent. (B) : vitesse du vent. (C) : pression barométrique. (D) : relation entre niveaux d’eau extrêmes à la côte et altitude du pied de dune pour la plage du Vougot à Guissény. (E) : relation entre niveaux d’eau extrêmes à la côte, altitude du pied de dune, et hauteur du Stabiplage^® pour la plage de Boutrouilles à Kerlouan.
Meteo-atmospheric characteristics and extreme water levels recorded during the 10th of March 2008 storm. (A): wind direction. (B): wind speed. (C): atmospheric pressure. (D): comparison between extreme water levels and height of dune foot on Vougot beach. (E): comparison between extreme water levels and height of dune foot and Stabiplage^® on Boutrouilles beach.

L’épisode du 10 mars 2008 dans l’évolution pluriannuelle des dunes

22Replacée dans l’évolution pluriannuelle du cordon dunaire de la plage du Vougot, la tempête du 10 mars apparaît comme un évènement exceptionnel tant les volumes érodés au niveau des trois profils ont été importants (fig. 8, 9 et 10). Les trois illustrations indiquent également que trois phases érosives majeures ont précédé cette tempête (en grisé sur les figures). Elles sont presque toujours centrées autour du mois de mars (9 mars 2005, 5 mars 2006, 23 mars 2007 et le 12 mars 2008), et sont caractérisées par des niveaux d’eau extrêmes supérieurs à l’altitude du pied de dune (cf. les tempêtes du 11 février 2005, du 3 mars 2006, du 19 mars 2007, et du 10 mars 2008).

23D’un point de vue statistique, plus de 80 % des phases d’érosion sont liés à un niveau d’eau supérieur au pied de dune. Pour autant, il n’existe aucune corrélation significative entre le volume de sédiment érodé et le niveau d’eau extrême à la côte (R² = 0,14) (fig. 11A)

25Les effets de la tempête du 10 mars dans l’évolution pluriannuelle du cordon dunaire de la plage de Boutrouilles sont beaucoup moins marqués qu’au Vougot (fig. 12 et 13). Ceci est du à la présence du Stabiplage^® qui minimise les processus d’érosion dès lors que le pied de dune est fixé. Ceci étant, une bonne relation entre les niveaux d’eau extrêmes et les phénomènes d’érosion s’observe aussi dans ce cas. Pour les quatre épisodes tempétueux du 8 décembre 2006, du 23 mars 2007, du 13 décembre 2007, et du 12 mars 2008, les niveaux d’eau ayant dépassé et/ou se situant très proche du sommet du Stabiplage^® ont entraîné une érosion de la dune.

26Les figures 12 et 13 montrent également que le pied de dune est très souvent submergé ; à l’exception des périodes estivales, les hauts niveaux d’eau atteignent fréquemment la base du Stabiplage^®. Cet ouvrage protège donc efficacement le cordon dunaire contre l’érosion marine. Toutefois, comme l’ont montré J.-C. Cariolet et al. (2008), il conditionne le fonctionnement du haut de plage en accentuant les effets réfléchissants de la houle qui entraînent à leur tour le départ de sédiments en haut de plage.

Discussion

27Si les enseignements de la tempête du 10 mars 2008 ont permis de constater que les principes fondamentaux relatifs aux processus d’érosion des dunes pouvaient s’appliquer à nos deux sites d’étude, quelques particularités demeurent. Elles sont liées à l’action des forçages naturels et/ou anthropiques qui donne une spécificité propre à chacune des deux plages.

28Le rôle des niveaux d’eau extrêmes dans les processus morphogéniques étudiés apparaît comme l’élément déterminant de l’érosion des dunes. Ces observations vont dans le même sens que les résultats acquis dans le cadre des études de probabilité réalisées par J. van de Graaff (1986) et C. den Heijer et al. (2008). De même, il a été démontré que la hauteur des houles n’intervenait que très faiblement dans les processus érosifs. Là encore, l’analyse pluriannuelle des tempêtes, et de leurs effets sur le bilan sédimentaire des cordons dunaires, a montré que ce paramètre ne pouvait à lui seul expliquer l’érosion des dunes. Comme nous l’avons montré, il faut que les fortes houles soient combinées à une marée de vive-eau pour que l’érosion agisse (la tempête du 10 mars en est par ailleurs un parfait exemple, cf. J.-M. Cariolet et al., ce volume). La forme du profil initial avant tempête joue également un rôle important. Comme l’attestent plus particulièrement les résultats obtenus pour la plage du Vougot, les tempêtes du mois de mars ont été pointées comme étant les plus morphogènes comparées à celles de la fin de l’automne, début de l’hiver. Ceci s’explique par le fait qu’au sortir de la période d’alimentation estivale, le système pied de dune/haut de plage est suffisamment exhaussé pour « encaisser » l’attaque des premières houles de tempêtes hivernales. À l’inverse, le profil surbaissé du haut de plage/pied de dune à la fin de l’hiver renforce l’action érosive des tempêtes printanières. Ainsi, comme l’ont montré plusieurs auteurs, la morphologie dunaire, et à travers elle l’ensemble des processus qui agit sur les échanges sédimentaires entre la plage et la dune, contrôle en partie l’action érosive des tempêtes (Short et Hesp, 1982 ; Davidson-Arnott et Law, 1990 ; Sherman et Bauer, 1993 ; Morton, 2002 ; Aagaard et al., 2004 ; Battiau-Queney, 2004 ; Ruz et Meur-Ferec, 2004, Saye et al., 2005 ; Anthony et al., 2006 ; McLean et Shen, 2006 ; Pye et Blott, 2008 ; Sabatier et al., 2009). La fréquence et la durée des épisodes tempétueux contrôlent aussi la résilience du cordon dunaire, et à travers elle la forme du profil de dune avant tempête. M. Ruz et C. Meur-Ferec (2004), A. Vespremeanu-Stroe et L. Preoteasa (2007), et S. Quartel et al., (2008) ont démontré que plus les tempêtes sont longues et rapprochées, plus la capacité du système littoral à se régénérer diminue car les échanges sédimentaires entre la plage et la dune ne se font plus. La plage dans son ensemble devient alors plus vulnérable à l’action des tempêtes. Ces processus caractérisent particulièrement bien les hivers 2004-2005, 2005-2006 et 2006-2007 où l’on voit, à partir des données acquises pour la plage du Vougot, que la fréquence élevée des tempêtes a joué dans l’affaiblissement du cordon dunaire. Durant ces périodes, la faiblesse des apports sédimentaires s’est traduite par un abaissement du pied de dune, renforçant ainsi l’action érosive des tempêtes printanières des années 2005, 2006 et 2007. À l’inverse, la bonne régénération du cordon dunaire durant les hivers 2007-2008 et 2008-2009 a permis de protéger la dune contre les tempêtes des mois de mars 2008 et 2009, à l’exception bien sûr de l’épisode du 10 mars 2008 qui revêt, comme on l’a dit plus haut, un caractère exceptionnel. Les processus d’érosion observés montrent que le principe d’ajustement du profil d’équilibre décrit par P. Bruun (1962) peut s’appliquer dès lors que les transferts sédimentaires transversaux ne sont pas influencés par d’autres dynamiques. Ainsi, pour les profils 1 et 2 de la plage du Vougot, les volumes érodés à la dune semblent bien alimenter la haute plage intertidale, à la différence de la radiale 3, pour laquelle les deux sections du profil sont déficitaires (fig. 6). Lorsque l’on observe les résultats obtenus à l’échelle pluriannuelle pour les phases érosives majeures, à l’exception de quelques cas, ce fonctionnement reste le même (fig. 14). Nous interprétons ces différences comme étant liées à l’action des transferts longitudinaux qui agissent de façon plus efficace et systématique à l’ouest de la plage du Vougot (Suanez et al., 2010). Ainsi, au niveau du profil 3, le volume de sable érodé à la dune est très rapidement exporté en direction du Zorn alors que ces déplacements prennent plus de temps au niveau des profils 1 et 2. Pour ces deux radiales, le principe d’ajustement du profil d’équilibre d’après tempête est alors plus lisible.

29Pour la plage de Boutrouilles, les choses apparaissent beaucoup plus compliquées. Les données acquises sur la tempête du 10 mars ont montré que l’ensemble du profil de plage/dune était déficitaire (fig. 6). De même, les résultats acquis à l’échelle pluriannuelle indiquent que la majorité des tempêtes se sont soldées par un déficit sédimentaire au niveau des deux sections du profil (fig. 14) – à l’exemple du relevé effectué le 13 décembre 2007 après la tempête du 7 décembre 2007. L’absence de phasage entre l’érosion de la dune et l’alimentation de la haute plage intertidale s’explique vraisemblablement par l’action efficace des courants de retour générés par la présence du Stabiplage^®. Comme nous l’avons souligné plus haut, J.-M. Cariolet et al., 2008 ont montré que la réflexion de la houle contre l’ouvrage favorisait l’érosion du haut de plage tout en accentuant l’exportation de ce matériel vers le bas de plage. Comme l’ont indiqué les mesures effectuées le 12 mars 2008, les phénomènes d’accrétion visibles au-delà d’une distance de 200 m par rapport au pied de dune illustrent probablement l’action des ces transits transversaux (fig. 6D et 6E).

Conclusion

30D’un point de vue morphogénique, l’impact de la tempête du 10 mars 2008 sur l’érosion des dunes du nord Finistère revêt un caractère exceptionnel à l’échelle des vingt dernières années ; en terme de comparaison, il faut remonter aux tempêtes de l’hiver 1989-1990 qui avaient été aussi particulièrement dévastatrices (Garabœuf, 1990). L’action érosive a été d’autant plus exacerbée, et aura des effets d’autant plus durables, que ces deux plages connaissent depuis plusieurs décennies un déficit sédimentaire chronique. Ceci étant, depuis le printemps 2008 des phénomènes de ré-engraissement de la dune du Vougot ont été observés. Ces nouveaux apports sableux ont littéralement « masqué » la falaise d’érosion au niveau des profils 1 et 2, ou entraîné la construction d’un chapelet de dunes embryonnaires en haut de plage comme au niveau du profil 3. Ainsi, si l’on replace l’ensemble des dynamiques observées au sein des modèles conceptuels (Ruz, 2004), l’évolution à long terme des cordons dunaires des plages du Vougot et de Boutrouilles correspondrait au scénario (D) du modèle de N. P. Psuty (1988, 1992), caractérisé par un bilan sédimentaire déficitaire de l’ensemble du système plage/dune. Dans ce contexte, l’auteur indique que l’érosion des dunes bordières est avant tout liée aux effets de « débordement de tempête », et que par rétroaction, l’abaissement de plus en plus accru du profil de plage favorise l’attaque de plus en plus fréquente de la dune. Ces processus illustrent parfaitement le fonctionnement du système plage/dune de la plage du Vougot même si comme on l’a vu, des phénomènes de régénération du cordon dunaire peuvent agir à l’échelle saisonnière (essentiellement durant l’été). Si l’on se rapporte au modèle de P. A Hesp (1988, 2002), ces phénomènes de ré-engraissement n’agissent que sur du court terme ; ils dépendent généralement de la disponibilité en sédiment et de la fréquence des évènements érosifs à l’échelle saisonnière. Pour autant, nous ne pouvons en aucun cas parler de résilience du cordon dunaire car cette alimentation n’a pas entraîné une avancée du front de dune de telle sorte qu’il retrouve la position qu’il observait avant la tempête. Pour la plage de Boutrouilles, la présence d’un ouvrage de protection en pied de dune a permis de stopper « pour un temps » le recul de la dune. Toutefois, comme l’a montré la tempête du 10 mars, le dimensionnement de la structure et/ou son positionnement présentent des insuffisances car il peut-être submergé lors d’évènements exceptionnels. De plus, comme l’ont indiqué J.-M. Cariolet et al. (2008), l’érosion chronique de la plage, et avec elle l’abaissement de son profil, pourrait à terme déstabiliser le Stabiplage^® qui ne jouerait alors plus correctement son rôle de protection de la dune.