Patrick Ohl et Pierre Daniel, de Météo-France, DPR/MAR Toulouse, pour leurs commentaires avisés à propos du marégramme de Dieppe du 10 mars 2008. Le service littoral de l’ESTRAN, pour les photographies panoramiques du site de Pourville-sur-Mer. M. G. Glaziou, du CETE/NC, pour les informations concernant la surcote de déferlement dans le secteur de Quiberville.

1En raison de la concentration des activités et des populations sur la frange côtière, la prévision et la prévention du risque constituent un enjeu économique fondamental. De par son ouverture aux flux d’ouest perturbés, ainsi que ses caractéristiques morphologiques et altimétriques, les côtes basses de la Manche Orientale revêtent un intérêt tout particulier pour l’analyse du risque naturel, et notamment d’inondation par la mer (Gires et Caspar, 1985 ; Caspar, 1988 ; Lamb, 1991 ; Caspar et Poullain, 1996 ; Costa, 1997 ; Héquette et Vasseur, 1 998 ; Galli, Hontarrède, 2001). Cette vulnérabilité, qui a toujours affecté le secteur d’étude, devient pourtant préoccupante pour les décideurs et les populations concernés en raison d’une réitération grandissante de ces phénomènes depuis la deuxième moitié du xx^e siècle.

2Les submersions de tempête (submersion et franchissement) résultent d’une forte agitation marine dite d’afflux (vent soufflant vers la côte) se superposant à une surcote de pleine mer (notamment de vive eau), à laquelle s’ajoute un facteur d’ordre morpho-sédimentaire parfois aggravant, à savoir, un déficit des stocks de sédiments en place, pour l’essentiel, hérité de la période post-glaciaire. Des études récentes sur le littoral normando-picard ont montré que 70 % des inondations par la mer s’effectuaient également lors du passage d’un front froid météorologique actif au moment de la surcote de pleine mer, drainant dans son sillage de forts vents d’afflux, ici de quadrant ouest (Costa et al., 2004 ; Pirazzoli et al., 2006 ; Caspar et al., 2007)

3Après avoir rappelé les conditions les plus courantes menant à un débordement, nous nous intéresserons à deux cas exemplaires de submersion sévère pour lesquels le passage d’un front froid météorologique semble déterminant (11 février 1990 et 17 décembre 2004). Par la suite, nous analyserons précisément les conditions ayant prévalu lors des inondations de la nuit du 10 au 11 mars 2008, qui se démarquent des cas les plus courants. Enfin, même si l’objectif central de cet article est de définir la dimension météo-marine des inondations induites par cette tempête appelée Johanna, nous tenterons d’identifier, par comparaison à des levés quantitatifs (Costa, 1997 ; Costa et al., 2008), l’évolution morpho-sédimentaire des plages de galets anthropisées haut-normandes, notamment celles autour de Dieppe. De fait, la présence d’un perré en arrière immédiat des cordons de galets induit des ajustements spécifiques qui ne sont pas sans influence sur le franchissement des ouvrages par les vagues, et donc sur l’extension des inondations.

Présentation du secteur d’étude

Des falaises crayeuses et des plages de galets protégeant le débouché des vallées urbanisées

4Géologiquement, le littoral haut-normand correspond à la terminaison nord occidentale du bassin de paris s’ouvrant sur la Manche orientale. Les fonds de cette mer épicontinentale sont caractérisés par un relief peu mouvementé et des profondeurs excédant rarement 50 m. Au droit du littoral haut-normand, la topographie de la plate forme rocheuse comprise entre 0 et -20 m est également peu mouvementée. La pente moyenne est faible, de l’ordre de 0,7 %, et croît de la baie d’Authie (0,1 %) à Antifer (2 %).

5Le littoral haut-normand et picard (fig. 1), depuis la baie de Seine au sud-ouest jusqu’à la baie de Somme au nord-est (130 km), se caractérise par des falaises crayeuses, plus ou moins riches en lits de silex, d’altitude moyenne de 70 m. Ces falaises sont localement interrompues par des vallées suspendues (valleuses) ou de profondes vallées drainées.

6Ces dernières, dont l’altitude est souvent équivalente, voire inférieure aux pleines mers de vive eau, ont connu une implantation préférentielle des populations et de leurs activités. Ces zones basses sont protégées à leur débouché par un cordon de galets dont la largeur moyenne est de 40 m, et pouvant atteindre 50 à 60 m. Leur volume est plus important que ceux se trouvant au pied des falaises (15 à 20 m) en raison de la présence d’un ouvrage transversal (épi ou jetée) qui bloque leur transit (photo 1).

7La base de ces cordons se situe vers 3 m au-dessus des plus basses mers (cote marine) et leur crête vers 2 à 3 m au-dessus des plus hautes mers. La particularité réside donc dans la présence d’ouvrages de défense contre la mer, pouvant induire un fonctionnement et des vitesses d’évolution spécifiques. Selon la classification de R. Jennings et J. Shulmeister (2002), les plages de galets haut-normandes correspondent aux plages dites composites. En effet, elles sont constituées d’un cordon de galets pentu d’aspect réfléchissant (~ 5 à 15 %), composé d’un mélange de galets, de graviers et de sables. Au pied du cordon se développe un estran sableux de près de 200 m de largeur, recouvrant le platier rocheux. Cet espace intertidal est caractérisé par une faible pente (0,5 à 1,5 %), donnant à ce segment de plage un aspect fortement dissipatif.

8Les caractéristiques granulométriques de surface des cordons de galets sont relativement simples et grossièrement homogènes sur l’ensemble du secteur d’étude (Costa 1997 ; Morel, 1997). La dimension moyenne des galets est de l’ordre de 40 à 75 mm et ne dépasse que rarement 140 mm : elle semble être fonction des caractéristiques des silex des falaises qui fournissent les plages en matériaux frais. Le suivi granulométrique effectué sur quelques plages normandes montre que la répartition des sédiments dans le profil peut évoluer entre deux marées. En effet, l’agencement sédimentaire de surface des plages de galets est très variable dans le temps et l’espace en réponse à l’évolution de l’agitation. Définir les caractéristiques granulométriques types des accumulations de galets est malaisé. Cette situation résulte de l’existence de sédiments de taille et de forme très variées, aussi bien en surface qu’en profondeur réagissant de manière différenciée aux conditions d’agitation, elles-mêmes changeantes selon la hauteur d’eau et la morphologie de la plage (Carter, 1988 ; Orford et Carter, 1993 ; Costa, 1997 ; Morel, 1997 ; Orford et al., 1996 ; 2002, Pontée et al., 2004 ; Costa et al., 2008 ; Mason et al., 1997 ; Mason et Coates, 2001 ; Stéphan, 2008). De plus, la réflexion de la houle sur les perrés produit également des tris granulométriques qui ne correspondent pas toujours à ce que l’on observe généralement sur les flèches et les cordons non anthropisés, à savoir les gros éléments disposés en haut et en bas de profil, et une zone médiane constituée d’un mélange plus fin et plus hétérométrique.

Les conditions hydrodynamiques

9Le littoral haut-normand est un milieu ouvert et exposé, notamment aux houles d’ouest à nord-ouest. En raison des faibles fetchs en Manche, pour la plupart des directions de vent, les agitations sont le plus souvent de type « mer du vent ». Les houles les plus fortes (mer totale comprenant la mer du vent et la houle stricto sensu) mesurées au centre du secteur d’étude (Penly, à -10 m CM) ont respectivement une hauteur significative annuelle et décennale de 3,8 m et 4,7 m, et maximale de 4,2 m et 5,8 m (tableau 1). Leur période moyenne est de 7 à 9 s, et leur direction dominante est de secteur ouest (Latteux, 2001). Toutefois, la hauteur significative de la houle est dans 90 % des cas inférieure à 1,5 m et ne dépasse 3 m que 25 heures/an (Teisson, 1986).

10La Manche orientale est un environnement de type macrotidal. La marée, de cycle semi-diurne, a un marnage de l’ordre de 8,5 m en marée de vive-eau moyenne et croit du sud vers le nord (tableau 2).

11Cependant, en comparant plusieurs méthodes de calcul, A. Tomassin et P. Pirazzoli (2008) ont montré que pour Dieppe, les valeurs de niveaux extrêmes peuvent être parfois supérieures de un à deux décimètres à ce que propose B. Simon (1994).

Les submersions sur la côte d’Albâtre : des inondations généralement induites par le passage d’un front froid sauf pour la tempête du 10 et 11 mars 2008

12Comme nous l’avons évoqué précédemment, les submersions de tempête résultent d’une surcote (induite par un fort vent d’afflux et une faible pression barométrique), en phase avec une pleine mer de vive eau, mais leur fréquence et leur intensité peuvent également être fonction du budget sédimentaire des plages. L’analyse des conditions météorologiques des événements passés montre qu’un quatrième facteur, au moins, est susceptible d’expliquer l’ampleur et la fréquence de ces phénomènes générateurs de dommages. En effet, depuis 1967, près de 70 % des cas de submersions sévères se sont réalisés au moment ou peu après le passage d’un front froid (Costa et al., 2004 ; Caspar et al., 2007). De fait, à l’approche du front froid, la pression baisse considérablement et atteint son minimum devant le front, et le vent forcit. Par ailleurs, juste à l’arrière de ce front, la pression amorce une nette remontée, et surtout le vent subit une rotation importante et tourne à l’ouest, voire, au nord-ouest, reste très fort et avec de fortes rafales. Cette situation a pour conséquences d’une part, la création d’une forte surcote au droit du front froid en raison du minimum barométrique, et surtout, de l’accentuation de l’afflux d’eau à la côte induit par le renforcement du vent et sa rotation vers l’ouest, d’autre part, l’accentuation momentanée (parfois métrique) de la hauteur des vagues par le vent (le front froid ayant une certaine épaisseur, son action peut s’effectuer durant 2 à 3 heures). Enfin, à la faveur du changement brutal de direction du vent, le passage du front froid a pour conséquence la formation d’une houle croisée (chaotique et très cambrée) particulièrement efficace pour le démaigrissement des plages et la projection d’eau au-delà des ouvrages, générant de forts débordements.

Les types de front participant aux submersions de tempête en Manche : anafront et front froid dédoublé

13Il existe deux types principaux de fronts froids. L’anafront, le plus fréquent, est caractérisé par un courant chaud ascendant incliné vers l’arrière par rapport au front. Il produit une bande étroite de pluies intenses, fréquemment convectives. Son passage en un lieu donné s’exprime notamment par une brusque rotation du vent vers l’ouest, avec des rafales. Le second type, moins fréquent est le « front froid dédoublé » ; il résulte de l’avancée d’air froid et sec au-dessus d’un air chaud et humide de basse couche, ce qui déstabilise ce dernier, provoquant des pluies convectives bien en avant de la trace au sol du front. S’il ne donne généralement pas de fortes précipitations ni de puissantes rafales, il peut arriver dans ce type de front qu’une irruption au sol d’un air froid de moyenne troposphère fasse virer et se renforcer notablement le flux de surface.

Anafront et submersion sévère du 11 février 1990

14Il arrive que deux anafronts se succèdent en un temps relativement court. Le second est alors appelé « front secondaire », parfois plus actif que le premier. Ce fut le cas le 11 février 1990 avec pour conséquence de sévères submersions en Manche. L’historique de l’événement (fig. 2) a pu être reconstitué à partir des données météorologiques du port du Havre-Antifer (Caspar et al., 2007).

15Après une chute barométrique de 23 hPa en moins de 9 heures, un premier front froid gagnait le site vers 18 h 30 (UTC). On observa alors une brusque rotation du vent ainsi que de fortes précipitations suivies d’une hausse barométrique de un hectopascal. Le marégraphe du Havre enregistra une surcote d’environ un mètre. Puis la pression amorça rapidement une nouvelle baisse, jusqu’à 22 h 00. Pendant ce temps le vent « redescendait » au sud-sud-ouest en prenant de la vigueur, signe de l’approche d’un nouveau front. Celui-ci s’accompagna de brèves mais intenses précipitations et d’un renforcement brutal du vent, virant ouest, force 9 Beaufort (au moins 75 km/h établi). Durant les deux premières heures de la hausse barométrique, les rafales atteignirent jusqu’à 126 km/h. Or cet intervalle coïncidait presque avec la pleine mer d’une marée de coefficient 95, attendue pour 23 h 30 UTC. La mer se creusa de près de trois mètres supplémentaires, devenant chaotique, avec présence de vagues croisées de grande amplitude. Cette agitation, associée à un second pic de surcote d’environ 80 cm (et à un état de déficience des stocks de galets) entraîna des submersions qui ne se seraient pas produites en l’absence du deuxième front.

Le front froid dédoublé du 17 décembre 2004

16Ce jour là, en début d’après-midi, s’abattait sur la France une tempête provoquant la mort de six personnes et des dégâts considérables, notamment dans le département de la Somme où fut relevée, à Abbeville, une rafale de 76 nœuds vers 15 h 00 (140 km/h). Au plus fort du coup de vent fut enregistrée une forte surcote de période de retour centennale, au moment de la pleine mer : 1,37 m au Havre ; 1,34 m à Dieppe. Par chance le coefficient de marée était faible (71). Il y eut cependant des dépassements de quai et le franchissement de quelques perrés. En étudiant les mécanismes de ce coup de vent, notamment grâce à des coupes spatiales et temporelles (du sol à la tropopause) effectuées sur des champs de modèle numérique, le caractère « dédoublé » du front froid en cause a été mis en évidence (Caspar et al., 2007). La figure 3 montre l’impact de l’irruption de l’air froid dans le secteur de Dieppe (environ une heure avant la pleine mer prédite) sur la durée du maintien et du dépassement du niveau de l’étale (plus de deux heures). En vive-eau (coefficient supérieur à 95) cet événement aurait entraîné des submersions majeures.

Les submersions de la nuit du 10 au 11 mars 2008 : un cas d’inondation sans passage frontologique récent

Les conditions atmosphériques et le niveau du plan d’eau pour le littoral normand

17Parmi les sites les plus sensibles aux submersions, Pourville-sur-Mer (à l’ouest immédiat de Dieppe), Fécamp, et, dans une moindre mesure, Etretat, ont été parmi les plus concernés durant la nuit du 10 au 11 mars. Les inondations se sont produites essentiellement entre 00 h 30 et 1 h 30 UTC, c’est-à-dire un peu après l’heure de la pleine mer théorique, alors que la dépression atmosphérique en cause quittait le sud de l’Angleterre et pénétrait en mer du Nord. Les isobares de surface se redressaient lentement vers un axe nord-ouest/sud-est, le gradient de pression barométrique correspondant globalement à un coup de vent de force 8 dans l’échelle de Beaufort, et au degré 5 de l’échelle des « indices de gradient de nord-ouest » définie par S. Costa (1997). La Manche orientale était en situation de « traîne » modérément active : « temps à grains » classique, la dernière perturbation organisée sur la Seine-Maritime datant d’environ 18 h 00 UTC (petit front froid secondaire). Les averses persistaient notamment en raison de la présence d’air froid en altitude et l’on notait de fréquentes rafales de vent au moment des submersions (fig. 4).

18Ces conditions se différencient du schéma frontologique tel que nous l’avons décrit précédemment. Pour mieux comprendre les mécanismes des submersions de la nuit du 10 au 11 mars, il convient de passer de l’échelle synoptique à celle locale. L’analyse des facteurs météo-marins impliqués dans ces inondations nécessite une étude fine des paramètres locaux : vent, pression barométrique, température de l’air, pour ce qui relève de la partie météorologique, puis écart à la marée prédite et état de la mer, pour l’élément marin. Pour ce faire, nous utiliserons les « données minute » du sémaphore de Dieppe (Marine Nationale, sous maintenance de Météo-France) et celles du marégraphe implanté dans l’avant-port. La côte d’Albâtre étant dépourvue de houlographe, une estimation de l’état de la mer a pu être effectuée en deux endroits (Etretat et Pourville) qui sera confrontée aux données du modèle numérique de Météo-France.

19La surcote liée aux perturbations atmosphériques du 10 mars dans notre secteur, peut être étudiée à partir des enregistrements du marégraphe de l’avant-port de Dieppe situé à quelques kilomètres à l’est de Pourville. Indication précieuse (seul marégraphe entre Le Havre et Boulogne-sur-Mer), les conclusions qu’on en tirera ne pourront pourtant pas être formellement étendues aux plages proches. Il existe en effet sur les plages une surcote de déferlement (wave set-up) pouvant atteindre plusieurs décimètres, qui n’est pas détectée par un marégraphe portuaire. L’ampleur de la surcote de déferlement dépend des caractéristiques des vagues (hauteur, période) et de la pente de la plage (voire de sa perméabilité). À titre d’exemple, cette surcote pourrait atteindre, dans le secteur de Quiberville (proche de Pourville-sur-Mer), une valeur centennale de l’ordre de 80 cm (DHI, 2008).

20Cependant l’analyse d’un niveau de marée enregistré dans un avant-port se révèle intéressant car, en confrontant des paramètres météorologiques (vent, pression barométrique, etc.) à l’écart à la marée prédite, on répertorie les situations propices aux submersions, notamment dans le cadre de la prévention des installations portuaires et des quartiers habités jouxtant les bassins.

21La figure 5 montre l’évolution de la marée en regard de la marée prédite, entre 19 h 00 et 7 h 30 UTC. Le niveau maximal de marée enregistré est de 10,06 m à 00 h 38 UTC (cote marine de Dieppe). L’écart à la pleine mer prédite (attendue pour 00 h 50 UTC) est alors de 55 cm, ce qui n’est pas exceptionnel. L’analyse fine de l’enregistrement met également en relief le caractère complexe du phénomène de surcote. En effet, durant l’intervalle de temps choisi (environ 12 heures), la courbe de l’écart à la marée présente des irrégularités, dont deux pics principaux, situés approximativement au milieu des périodes de montant et de perdant. Le premier pic est de 1,28 m vers 21 h 00 UTC, soit environ 3 h 45 avant la pleine mer théorique, mais aussi 4 h 20 après le passage de la dernière perturbation atmosphérique (le font froid secondaire mentionné plus haut). En première approximation, ces pics, quasi symétriques de l’étale, loin de tout « objet » météorologique actif, paraissent liés à une interaction marée/surcote. Pour nous en assurer il convient d’analyser précisément les « données minute » de trois paramètres météorologiques essentiels (direction du vent, pression barométrique, température de l’air) du sémaphore de Dieppe. Il apparaît qu’entre le passage du front froid (vers 17 h 45 UTC) et l’apparition du pic de surcote de 21 h 00 UTC, le vent passe très progressivement de sud-ouest à ouest-sud-ouest, la pression barométrique s’élève régulièrement, avec de faibles fluctuations (typiques d’une situation convective modérée), de même que la température varie peu (oscillant légèrement de part et d’autre de 8 degrés, probablement au gré des averses). Quant à la vitesse moyenne du vent sur 10 minutes, cette dernière est relativement stable jusque vers 19 h 30 UTC, autour de 10 à 11 m/s, puis elle augmente pour atteindre 18 m/s une heure plus tard. Ensuite, et jusqu’à l’heure de la pleine mer prédite, la force moyenne du vent évolue entre 15 et 18 m/s avec des valeurs maximales de vent instantané plus importantes en raison de la qualité instable de la masse d’air.

22Les courbes de vitesse moyenne du vent et d’écart à la marée (fig. 6) semblent plutôt concordantes entre 19 h 00 et 21 h 30, suggérant que le pic de surcote de 21 h 00 paraît bien accompagner le renforcement du vent. Cependant une divergence s’opère ensuite malgré le maintien du vent fort, ce qui implique que ce pic ne résulte pas du seul facteur anémométrique, ce que nous tenterons d’expliquer ultérieurement dans cet article.

L’état de la mer pour la tempête du 10-11 mars 2008 : estimation et facteurs de submersion

Observations qualitatives

23En l’absence d’un houlographe dans le secteur d’étude, une estimation de l’état de la mer a malgré tout pu être réalisée à partir d’observations visuelles jusque vers 3 h 30 légales, par les auteurs (R. Caspar à Etretat, et S. Costa à Pourville-sur-Mer). L’évaluation qui en résulte se rapporte plus à la hauteur de déferlement des vagues, qu’à la hauteur caractéristique de celles-ci (H_1/3) en raison du caractère nocturne de l’évènement, et de la position des observateurs, situés à proximité des digues-promenades (perré).

24Au plus fort de la submersion, il a été estimé, à Etretat, une hauteur des vagues d’environ 3 m, avec par moments des groupes de vagues plus hautes, au nombre de 3 à 5, dépassant 4 m, séparées de 9 à 10 secondes, à l’origine des dégâts aux terrasses du front de mer. Les vagues les plus « remarquables », et pourtant légèrement inférieures aux houles de période de retour annuelle, sont apparues après la fin de la pleine mer théorique. Les observations à Pourville sont similaires : les vagues les plus « efficaces » en terme de submersion, sont survenues, par petits groupes, après la fin de l’étale théorique.

L’état de la mer prévu selon le modèle numérique de Météo-France : validation des observations

25Les figures 7A, 7B et 7C sont issues de la simulation de 12 h 00 UTC le 10 mars, du modèle numérique « côtier » de Météo-France (domaine France, résolution spatiale 0,1°, forcé par le modèle « Aladin » et utilisant une physique en eau peu profonde). Le document de prévision pour 24 h 00 UTC proposait, à proximité de la côte d’Albâtre, une « mer totale » (superposition de la mer du vent et des houles) « très forte » devant Etretat (H_1/3 supérieure à 4 m) et forte devant Pourville (H_1/3 supérieure à 2,50 m). Dans l’intervalle 18 h 00 / 24 h 00 le modèle faisait passer la direction de la mer du vent, de sud-ouest à ouest (flèches noires) et mettait en place un système relativement complexe de houle primaire (flèches rouges, la longueur d’une flèche étant proportionnelle à la période). Le modèle de 00h UTC proposait, au point de grille 50,1 N et 1,0 E (soit 17 km au droit de Pourville) pour le 10 mars à 24 heures UTC, une « mer totale » d’ouest, de 3,90 m, comportant une « houle primaire » (la plus énergétique) de nord-ouest, avec pour hauteur 0,60 m et période 9 secondes. Le modèle semble bien avoir rendu compte de la réfraction progressive que subissaient les vagues en provenance du large, vers les côtes françaises, comme anglaises, lesquelles ont généré de nombreux franchissements d’ouvrage au moment de la pleine mer. Bien entendu, ces valeurs sont entachées de facteurs d’incertitude inhérents aux limites connues des modèles numériques, de même que le modèle côtier n’est pas en mesure d’exprimer les vagues au rivage. Il fournit cependant des ordres de grandeur et d’évolution intéressants, utiles à la prévision des submersions.

La rareté d’une conjonction parfaite entre une pleine mer de vive eau et un pic de surcote : une chance ?

26Comme pour de nombreux forts coups de vent ou tempêtes, lors de l’événement du 10 au 10 mars 2008, le pic de surcote ne s’est pas déroulé, fort heureusement, au moment précis de la pleine mer (Bouligand et Tabeaud, 1998 ; Bouligand et Pirazzoli, 1999 ; Pirazzoli, 2000). De fait, et notamment en Manche, il existe une rare coïncidence entre les maximaux de ces deux processus souvent considérés comme statistiquement indépendants que sont la marée et la surcote (Costa et Delahaye, 2005 ; Pirazzoli et al., 2006 ; 2007 ; Caspar et al., 2007). Depuis 1960, et ce à l’échelle de toute la Manche, cette conjonction catastrophique pour les populations côtières a été observée 16 fois (pour des surcotes rarement supérieures à 1 m), alors que ces phénomènes (sup. à 1 m) ont été enregistrés plus de 150 fois sur la même période (Pirazzoli et al., 2006, 2007). De même, ces auteurs indiquent qu’aucune des 20 surcotes les plus élevées enregistrées en Manche sur la même période n’a coïncidé avec une marée astronomique de vive-eau. En revanche, le maximum des surcotes semble apparaître très fréquemment, 1 à 3 heures, de part et d’autre de la pleine mer. Cette situation s’observa également pour la tempête Johanna (du 10 mars 2008) ou le pic de surcote de 21 h 00 ne fut pas synchrone avec la marée haute. Doit-on évoquer la chance et le hasard ? Il semblerait au contraire que cette situation puisse résulter d’une vraie relation entre onde de tempête et courant de marée.

27De fait, selon les « Instructions nautiques » (SHOM, 2002), à 0,3 mille nautique dans le nord-ouest du musoir de la jetée ouest de Dieppe, 3 heures avant la pleine mer, le courant de marée est de 1,9 nœud et se dirige vers l’est-nord-est. Il est de 2,2 nœuds en période de vive-eau. Or, ce 10 mars au soir, au regard des vitesses moyennes de vent enregistrées, voisines de 30 nœuds, un courant de dérive compris entre 1 et 1,5 noeud et portant vers l’est-nord-est se créé dans le même sens de propagation que l’onde de marée. La vitesse du courant étant maximale vers le milieu du montant ; il n’est donc pas surprenant qu’apparaisse sur le marégramme, à ce moment, un fort pic de surcote, ce que les officiers de port qualifient « d’avance sur marée ». À l’approche de l’étale théorique, la surcote diminue logiquement car l’onde de marée ralentit durant cette phase. L’étale de pleine mer dure environ une demi-heure de plus que prévu puis le niveau de l’avant-port de Dieppe paraît s’abaisser rapidement durant quelques minutes. Enfin, durant le perdant, le vent restant soutenu tout en s’orientant de plus en plus ouest (composante d’afflux plus marquée), le courant de jusant s’oppose au courant de dérive induit par le vent, de sorte que la mer semble se retirer plus lentement que prévu, ce qui se traduit par le second pic de surcote observé à mi-perdant.

28Cette interaction marée/surcote est d’autant plus plausible que les ordres de grandeurs des courants induits sont proches. Il est également possible que soit intégré dans ces pics de surcote des phénomènes de « seiche » propres à l’avant-port de Dieppe, voire un effet de résonance plus vaste concernant l’ensemble du bassin « Manche orientale ». Il est à noter que le modèle de surcote de Météo-France, qui intègre notamment la bathymétrie du bassin de la Manche, avait plutôt bien reproduit ce phénomène (fig. 8).

Des submersions de tempête fonction également de l’évolution spécifique des plages de galets anthropisées haut-normandes

Impacts morpho-sédimentaires des tempêtes sur les cordons de galets haut-normands : les résultats antérieurs à la tempête du 10 au 11 février 2008

29L’analyse d’une submersion ne peut s’affranchir de considérations d’ordre géomorphologique, et en particulier de la connaissance de l’état des stocks de sédiments en place peu avant l’inondation. La présence des cordons de galets sur le littoral haut-normand est considérable en terme de dissipation de l’énergie des vagues, et, selon l’importance des stocks, détermine l’intensité et/ou la fréquence des franchissements et donc des submersions de tempête.

30En l’absence de levés morpho-sédimentaires précis encadrant le mois de mars 2008, nous évoquerons, de manière qualitative (notamment par le biais de photographies prises à Etretat et à Pourville, avant et après l’événement de la nuit du 10 au 11 mars) l’impact morpho-sédimentaire de cette situation météo-marine. Contrairement au fonctionnement des barrières de galets, les plages de galets haut-normandes ont un fonctionnement très spécifique induit par la présence d’un ouvrage longitudinal de haut estran, un perré, sur lequel sont réfléchies fortement les vagues de tempête (Carter, 1988 ; Paskoff, 1985 ; Costa, 1997 ; Morel, 1997 ; Orford et al., 2001). Les travaux sur la dynamique générale des accumulations de galets, qui concernent surtout les barrières, mettent en évidence leur évolution par « over-passing et over-topping », induisant un effet de roulement de la forme sur elle-même vers l’intérieur des côtes en réponse à de fortes agitations ou à une élévation du niveau moyen de la mer (Carter et al., 1987 ; Carter et Orford, 1988, 1993 Forbes et al., 1991, 1995 ; Orford et al., 1991, 2002 ; Stéphan, 2008 ; Stéphan et al., ce volume).

31Pour les plages de galets haut-normandes, en période de forte agitation, et en réponse à la réflexion de la houle sur les ouvrages, nous constatons sur l’ensemble de la surface du cordon la présence généralisée de sédiments plus fins (graviers) et presque homométriques (Costa, 1995) (photo 2). Le deuxième fait marquant du suivi morpho-sédimentaire des cordons de galets haut-normands est l’apparition fréquente d’une importante fraction sableuse interstitielle et de recouvrement. En effet, lors d’épisodes météo-marins paroxysmaux, les accumulations de galets sont fréquemment recouvertes, en milieu et en bas de cordon, plus rarement au sommet, par une fraction sableuse pelliculaire. Ce recouvrement partiel est particulièrement notable en fin de tempête avant de disparaître rapidement (Costa, 1995 ; Morel, 1997 ; Costa et al., 2008). Cette fraction sableuse, et notamment sa mobilité, d’une part, entre la surface et la structure interne des plages de galets, et d’autre part entre le cordon de galets et l’estran sableux de bas de plage, n’est pas sans influence sur les conditions de porosité/perméabilité des accumulations de galets et donc sur leurs modes d’ajustement aux conditions hydrodynamiques (Costa, 1997 ; Mason et al., 1997 ; Mason et Coastes, 2001 ; Costa et al., 2008).

32Du point de vue morphologique, le profil type des cordons haut-normands est généralement simple, et de forme concave. Toutefois, les profils présentent de nombreuses irrégularités ponctuelles, tels que les gradins. L’existence de ces nombreux points d’inflexion est issue de la variété granulométrique des cordons réagissant de façon différentielle à la variation de la zone de swash, elle-même dépendante des conditions d’agitation ou marégraphiques. En bas et à mi-cordon, les irrégularités de détail correspondent à la présence de croissants de plage ou d’accumulations de galets. Le suivi de la variation de profil des cordons (Costa, 1997 ; Costa et al., 2008), montre l’existence de fortes variations altimétriques lors de forts coup de vents, pouvant atteindre 3 m à leur sommet lors d’un seul cycle tidal (fig. 9).

33Ces variations sont bien évidemment liées aux modifications des conditions hydrodynamiques. En effet, les houles longues et cambrées semblent provoquer un basculement du profil (érosion du sommet au profit de la zone médiane et dans une moindre mesure, du pied du cordon). Ainsi, cette mobilité altimétrique est particulièrement importante sur la moitié supérieure du cordon, dans la zone où le déferlement est le plus intense (fig. 10).

34Le bas du profil évolue moins en altitude (1 m tout au plus) en raison de la dissipation de l’énergie de la houle sur l’estran sableux. Ce constat est moins vrai pour les cordons massifs qui se sont accumulés sur des épis majeurs. Dans ce cas, la partie sommitale des accumulations est plus rarement affectée.

Approche morpho-sedimentaire qualitative de la tempête du 10 au 11 mars 2008

35Conformément à ce qui a été observé ces dernières années, et comme le montre les photographies prises avant et après la tempête du 10 au 10 mars 2008, le cordon de galets de la plage de Pourville adossé au perré s’est abaissé de plus d’1,5 m, et les sédiments en présence sont constitués, en surface, de placages sableux et de matériaux relativement homométriques de la taille des graviers (photo 3). Cette situation peut être obtenue au cours même de l’événement météo-marin, mais dans le cas présent, le suivi photographique des plages réalisé par le service littoral de l’association ESTRAN montre que l’abaissement du profil de plage, notamment à Pourville, résulte d’une longue période (plus d’un mois) de vents modérés à forts de secteur sud-ouest à ouest (photo 4A et 4B). De fait, l’examen des documents synoptiques quotidiens de Météo-France montre qu’un flux océanique, soutenu et parfois intense, a largement prévalu du 4 janvier au 10 mars. Nous ne relevons en effet qu’une courte période de vents continentaux, du 8 au 13 février. Le transit littoral a donc subi une accélération durant les deux mois qui ont précédé les submersions, aboutissant à un abaissement du profil de plage déjà important avant la tempête du 10-11 mars 2008.

36Ce constat met en évidence tout l’intérêt de se préoccuper, d’une part de l’événement tempétueux « intense et rare », mais également des situations plus « ordinaires », s’effectuant sur des pas de temps plus longs, et qui finalement, peuvent être tout aussi efficaces dans l’abaissement du profil de plage. Ainsi, le passage successif de perturbations plus ou moins actives a agit de façon cumulative, engendrant également un démaigrissement des plages, facilitant l’inondation par la mer.

Conclusion

37Les submersions et franchissements qui ont affecté, la nuit du 10 au 11 mars 2008, le littoral allant de l’estuaire de Seine à la baie de Somme, ne relèvent pas, d’un point de vue météorologique, de conditions extrêmes : pas de vent d’afflux violent, pas de phénomène météorologique spécifique, de type front froid actif ni dépression creuse à déplacement rapide près des côtes concernées. Alors que la surcote météorologique a été modérée et en déphasage avec la marée haute, alors que les houles ont été de faible amplitude (période de retour annuelle) la cause principale des inondations par la mer du 10 au 10 mars 2008 est l’association d’un niveau du plan d’eau élevé (coefficient de marée de 104 et surcote), et d’un niveau de plage bas qui a permis à des vagues peu exceptionnelles en état de croissance durant le montant (mer croisée, H_1/3 de « mer totale » supérieur à 3,50 m) de se propager jusqu’à la côte « sans déferler » préalablement. Cependant, compte tenu de la crise sédimentaire ambiante qui affecte les plages en général, et sur le littoral haut-normand en particulier, de tels niveaux du plan d’eau statique, expliquant l’ampleur des dommages, rendent presque anecdotique l’analyse du budget sédimentaire des plages.

38Bien que quelques sites sensibles aient été assez durement éprouvés (Pourville-sur-Mer, Fécamp, Cayeux-sur-Mer, etc.), qu’adviendrait-il de ces derniers si des conditions plus « optimales » venaient à être en phase (vent de nord-ouest violent, front météorologique actif passant au moment d’une pleine mer de vive-eau, dépression creuse et plus basse en latitude, abaissement du profil de plage antérieurement à cette conjonction de facteurs météo-marins…). En dépit des apparences, les populations côtières ont été chanceuses. Cependant, cette situation peut apparaître préoccupante car, statistiquement, le risque s’accentue dans un contexte de réchauffement atmosphérique et d’élévation du niveau moyen de la mer, ou tout simplement lors des périodes positives de l’Oscillation Nord Atlantique.