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2013
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Changement climatique et dynamique géomorphologique des côtes bretonnes. Leçons pour une gestion responsable de l’imbrication des échelles spatio-temporelles

Climate change and geomorphological dynamics of coasts in Brittany. The hierarchy of spatio-temporal scales and its implications in coastal management
Alain Hénaff, Catherine Meur-Férec et Yannick Lageat

Résumés

En France, les fortes tempêtes de ces dernières décennies et leurs conséquences sur les littoraux ont conduit à mettre l’accent sur les liens de causalité pouvant exister entre le changement climatique et les évolutions actuelles des rivages soumis à l’érosion et à la submersion. Il paraît cependant nécessaire de remettre en perspective les dynamiques géomorphologiques côtières contemporaines dans le contexte de leurs évolutions sur le long terme. Quelques exemples d’évolution de littoraux en Bretagne permettent ainsi de rappeler que la mobilité des rivages relève de processus agissant à différentes échelles de temps et d’espace, entre la transgression flandrienne à l’origine de la mise en place des littoraux actuels, les évolutions historiques des lignes de rivage et les formes côtières soumises aux phénomènes météo-marins, aux variations des bilans sédimentaires et aux interventions humaines. Aussi, en matière de gestion des risques côtiers, les conséquences envisagées du changement climatique apparaissent comme des facteurs aggravants sur des territoires déjà très vulnérables, en raison notamment de la multiplication des enjeux.

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Texte intégral

Introduction

  • 1 Directive 2007/60/CE, 23 octobre 2007.
  • 2 Projet de loi Retailleau-Anziani adopté au Sénat le 3 mai 2011.

1En France, trois événements tempétueux récents ont rappelé que les littoraux étaient par nature des territoires à risques (Meur-Ferec et al., 2013). Ainsi, l’ouragan d’octobre 1987 a pu a posteriori apparaître comme un « avertissement sans frais » car il ne fut pas en phase avec de forts coefficients de marée, et les dégâts à la côte furent, de ce fait, limités ; la tempête Johanna de mars 2008 causa de nombreux dommages matériels, particulièrement en Bretagne, mais pas de pertes humaines ; enfin, en mars 2010, Xynthia, catastrophe prévisible, fit une cinquantaine de victimes et suscita des réactions affolées. C’est à la suite de cet événement dramatique que les risques côtiers de submersion et d’érosion sont passés sur le devant des scènes médiatiques et politiques. Après la gestion de crise, de nombreuses mesures sont à l‘étude pour tenter de limiter la vulnérabilité des territoires côtiers. Ainsi, l’application de la directive européenne « inondation »1, la mise en place de la stratégie nationale de gestion du trait de côte, la relance et la révision des PPRL (Plans de Prévention des Risques Littoraux), le lancement des PAPI Mer (Programmes d’Action de Prévention des Inondations) et des PSR (Plans Submersion Rapide), ainsi que le projet de loi sur les submersions2 témoignent de l’attention des services de l’État, des collectivités territoriales et des chercheurs sur le sujet.

  • 3 V. Brunetière, Programme ADAPTALITT (capacités d’adaptation des sociétés littorales aux phénomènes (...)

2Cette mobilisation sans précédent repose la question, récurrente dans les médias, des effets du changement climatique sur la dynamique actuelle des côtes. Pour certains intervenants, le lien de causalité entre réchauffement et dynamique géomorphologique actuelle des côtes est évident. Ainsi, les résultats d’une analyse sémio-linguistique de 63 articles portant sur les termes « érosion » et « changement climatique », publiés dans les presses nationale et régionale du 31 janvier 2007 au 3 février 2010, apparaissent éloquents3 : 44 articles, soit 69 % du corpus étudié, font état d’un lien entre érosion et changement climatique, et, parmi eux, 28 articles (44 %) posent explicitement le réchauffement comme le principal responsable de la dynamique érosive des littoraux. Cependant, d’autres experts n’excluent pas que les deux phénomènes ne relèvent pas des mêmes échelles spatio-temporelles. C’est la position des auteurs de cet article, géomorphologues du littoral, attentifs aux relations qu’entretiennent les sociétés avec leurs milieux, qui s’attachent à montrer que les phénomènes côtiers relèvent de trois échelles temporelles différentes, quoique naturellement imbriquées :

  • l’échelle géologique de la mise en place des côtes actuelles,

  • l’échelle séculaire de l’évolution historique des traits de côte,

  • l’échelle météorologique des événements tempétueux.

3En outre, si aménager c’est prévoir, il est important, dans un contexte de changement climatique, de s’essayer à un exercice de prospective qui tienne compte de l’élévation probable du niveau marin. Les connaissances actuelles peuvent d’ores et déjà permettre de tirer des enseignements pour planifier la gestion des côtes. Si cet article s’appuie sur des exemples bretons (fig. n° 1), il semble que certains éléments de réflexion puissent avoir valeur plus générale.

Fig. n° 1 : Localisation en Bretagne des sites littoraux pris comme exemples dans l’article

Fig. n° 1 : Localisation en Bretagne des sites littoraux pris comme exemples dans l’article

L’échelle des temps géologiques

4En raison des processus morphologiques qui sont à l’origine de leur formation et de leur façonnement, les littoraux, et, plus particulièrement, les accumulations littorales (plages et cordons de sables, de graviers et de galets, dunes et massifs dunaires, etc.) sont des formes perpétuellement mobiles et évolutives résultant des apports et des départs de sédiments qui les constituent. Leurs évolutions présentes sont donc tributaires des conditions environnementales contemporaines, mais elles doivent tout autant être replacées dans le contexte chronologique de leur mise en place. Leurs dynamiques résultent très largement, en effet, de deux conditions antérieures à la période actuelle.

5Il s’agit, d’une part, de la dernière période froide ou période dite « glaciaire » du Würm qui a débuté vers 115 000 BP et s’est achevée au début de l’Holocène, vers 10 000 BP, le maximum du froid se situant vers 20 000-18 000 BP. Du fait de la capitalisation d’eau sous forme de glace dans les inlandsis et les glaciers continentaux, le niveau des océans s’est abaissé d’une centaine de mètres (- 100 à 120 m) par rapport au niveau moyen actuel de la mer, exondant une large partie de l’actuelle plate-forme continentale périarmoricaine. Durant ce long refroidissement a prévalu une morphogenèse active, bien plus efficace qu’en ambiance tempérée, dominée par les alternances saisonnières de gel et dégel produisant d’abondants sédiments détritiques (gélifracts et coulées de gélifluxion). Elle a conduit à la formation et l’accumulation d’importantes quantités de matériaux sédimentaires sur et au pied des versants, dans les vallées et le lit des cours d’eau, et s’est exercée sur des territoires continentaux plus étendus qu’actuellement.

6D’autre part, postérieurement au Dernier Maximum Glaciaire, quand s’instaurent progressivement les conditions climatiques interglaciaires, la fonte des glaces continentales va entraîner la montée corrélative du niveau marin. Sur les espaces antérieurement émergés, la mer dispose alors de matériaux sédimentaires abondants, produits d’une longue préparation préalable, qu’elle repousse en les façonnant, vers l’actuelle ligne de rivage, à mesure de son élévation irrégulière, éventuellement interrompue par des abaissements temporaires au cours de l’Holocène. Sur le pourtour de la Bretagne, cette transgression, dite « flandrienne » (fig. n° 2), a d’abord été rapide jusqu’à 6 000 BP environ (passant, par exemple, approximativement de –60 m à –30 m entre 10 000 et 9 000 BP, soit une vitesse de l’ordre de 30 mm/an), ce qui permit aux accumulations littorales formées par la mer d’être massivement alimentées en sédiments le long de la ligne de rivage de l’époque (Delanoë, Pinot, 1977, 1998 ; Paskoff, 1985, 1993 ; Deboudt, 1995 ; Jennings et al., 1998). Son ralentissement progressif, puis sa stabilisation à un niveau proche de l’actuel, notamment à partir de 2 500 BP environ, ont conduit à des conditions bien moins favorables pour les côtes d’accumulation dont le réapprovisionnement dépendra désormais d’apports essentiellement continentaux, les remontées en provenance de l’avant-côte ne comptant que fort peu dans le volet « recettes » du « bilan sédimentaire » (différence entre apports et sorties de sédiments d’une accumulation).

Figure. n° 2 : Courbes eustatiques pour la Bretagne selon différents auteurs

Figure. n° 2 : Courbes eustatiques pour la Bretagne selon différents auteurs

L’échelle séculaire

7Depuis le début des mesures marégraphiques au XIXe siècle, la montée du niveau marin, de l’ordre de 1 à 2 mm par an, peut apparaître importante du point de vue de ses conséquences en termes de submersion potentielle de territoires de basse altitude. Elle se révèle néanmoins insuffisante en matière d’érosion des formes et formations côtières (falaises rocheuses et meubles, massifs dunaires) pour fournir en abondance des matériaux sédimentaires aux accumulations littorales (sables, graviers et galets). Les stocks sédimentaires sont donc essentiellement reliques, leur entretien par des apports nouveaux étant actuellement insuffisant dans nombre de cas. Aussi les dynamiques de la mer (y compris son élévation contemporaine) consistent-elles essentiellement en une redistribution constante des sédiments littoraux, transversalement entre les avant-plages, la zone intertidale et les formes dunaires supratidales lorsqu’elles existent, et latéralement le long de l’actuelle ligne de rivage.

8Pour étudier la dynamique des rivages, la localisation du trait de côte au cours du temps constitue, en géomorphologie littorale, un marqueur relativement simple et largement utilisé. Les positions successives sont obtenues en cartographiant la ligne de rivage à partir de supports iconographiques variés (cartes anciennes géométriquement correctes et actuelles, plans cadastraux, photographies aériennes, imagerie satellitaire) et à partir de levés topographiques réitérés sur le terrain à différents pas de temps. L’utilisation de ces supports permet ainsi de connaître l’historique du trait de côte, généralement depuis la fin du XVIIIe siècle en France, date à partir de laquelle sont utilisés des principes et des techniques de cartographie comparables à ceux qui ont cours actuellement. Par comparaison diachronique de ces données et en tenant compte des erreurs commises lors de la réalisation ou de l’interprétation des cartes (Faye, 2010), on parvient ainsi à quantifier plus ou moins précisément la mobilité d’un rivage. La comparaison de deux situations éloignées l’une de l’autre dans le temps permet de dégager la tendance, au recul, à l’avancée ou à la stabilité d’une section de rivage et de déterminer une vitesse annuelle moyenne d’évolution. L’examen des situations intermédiaires demeure cependant nécessaire car il permet de cerner les étapes successives d’une évolution qui est rarement régulière et passe souvent par des phases d’accélération, de ralentissement, voire d’inversion de tendance. C’est seulement à partir de cet examen, à l’échelle de temps pluri-décennale, que peuvent être cernées les adaptations des littoraux d’accumulation aux évolutions des agents morphogènes (variations de l’intensité et de la fréquence des tempêtes, changements dans l’orientation des vents et des houles, modification de l’hydrologie continentale, etc…) et anthropiques. Les deux examens (tendances et situations intermédiaires) sont donc complémentaires car ils permettent de distinguer ce qui relève, d’une part, d’évolutions durables de ce qui, d’autre part, correspond à des réactions à des événements ponctuels, parfois exceptionnels ou transitoires, qu’ils soient naturels ou d’origine anthropique.

9Un premier exemple de ces évolutions de rivages sédimentaires à l’échelle séculaire est fourni par le littoral de la vaste plage de sables fins de près de 12 km de longueur du sud de la baie d’Audierne dans le Pays bigouden (Sud-Finistère). Ce secteur est emblématique en Bretagne, car le recul y est rapide depuis plusieurs décennies, en raison de son exposition aux houles et aux vents dominants, et des interventions humaines. Au nord, sur environ 1 km, la ligne de rivage est formée de falaises de micaschistes altérés auxquelles s’enracine la partie proximale d’un cordon de galets, l’Ero-Vili. Il s’étend vers le sud sur près de 6 km actuellement, et retient les eaux continentales qui forment un chapelet d’étangs littoraux immédiatement en arrière. Un massif dunaire lui succède vers le sud jusqu’à la pointe de la Torche (fig. n° 3).

10Dans ce secteur étudié depuis plusieurs décennies (Guilcher, 1948 ; Bodéré, 1966 ; Hallégouët et al., 1989 ; Hallégouët, Hénaff, 1993 ; Faye et al., 2007), observations de terrain, comparaisons de cartes et de photographies aériennes et levés topographiques à différentes dates permettent de mettre en évidence le recul chronique de ce trait de côte. Les mêmes approches soulignent également la variabilité des vitesses de ce retrait selon les intervalles de temps considérés (fig. n° 4). Sur le long terme, c’est-à-dire de 1775 à la période actuelle, trois phases d’évolution peuvent être distinguées selon les taux de recul enregistrés :

  • avant la Seconde Guerre mondiale, les vitesses de recul de l’Ero Vili étaient de l’ordre de 0,5 à 0,6 m/an en moyenne ;

  • après les extractions massives de galets effectuées entre 1940 et 1960, essentiellement comme matériaux à béton (notamment pour la construction du Mur de l’Atlantique), l’Ero Vili ne s’est jamais reconstitué vers le sud. Sur ses 5 derniers kilomètres, il a été écrêté et percé de brèches par les vagues et les eaux continentales accumulées dans les étangs rétro-littoraux. Pour la partie distale de l’actuel cordon, entre 1943 et 1992, le recul est estimé à 90 m, soit une vitesse de l’ordre de 2 m/an en moyenne, avec des périodes d’accélération marquée, comme entre 1966 et 1975, durant laquelle elle est estimée à plus de 4 m/an (Hallégouët et al, 1989).

  • Par la suite, entre 1990 et 2004, la vitesse d’évolution a très nettement diminué (inférieure à 1 m/an) dans le sud et le centre.

Figure n° 3 : Transits sédimentaires dominants en baie d’Audierne

Figure n° 3 : Transits sédimentaires dominants en baie d’Audierne

  

Figure n° 4 : Le retrait de la ligne de rivage depuis 1781 en baie d’Audierne : positions successives et quantification des vitesses de recul par période

Figure n° 4 : Le retrait de la ligne de rivage depuis 1781 en baie d’Audierne : positions successives et quantification des vitesses de recul par période

Modifié d’après : I. Nd Faye et al., 2007

11Mais la dynamique des formations littorales peut se manifester aussi par des phases successives de construction puis d’érosion, de durées irrégulières mais d’ordre pluri-décennal. Ce type d’évolution est particulièrement caractéristique des côtes à flèches sableuses. Un exemple est fourni par les évolutions de l’extrémité méridionale de la plage sableuse du Dossen sur la commune de Santec (Nord-Finistère). Plusieurs générations de flèches sableuses dunifiées sont observables sur le terrain et à partir des documents iconographiques. Chacune d’elle s’est développée à partir d’une crête sableuse de haut d’estran alimentée par les apports sédimentaires assurés, au sein de la cellule hydrosédimentaire (fig. n° 5), par la dérive littorale orientée depuis l’île de Sieck vers l’embouchure de l’Horn, par les vagues et les houles de beau temps depuis l’avant-plage et, enfin, par les transits éoliens dominants d’ouest à nord-ouest, qui accélérent les processus de dunification et le développement progressif des flèches. Plusieurs années sont généralement nécessaires au développement complet d’une flèche dunifiée qui est généralement favorisé par des débits faibles de l’Horn et surtout une localisation de ses méandres contre la rive rocheuse à l’ouest. Néanmoins, son allongement vers le sud est irrémédiablement contrarié à terme par l’érosion marine sapant la dune lors de hautes mers associées aux vagues de tempête, ainsi que par l’augmentation des débits du cours d’eau. Par ailleurs, le stockage temporaire de sables que constitue ainsi la flèche amoindrit les volumes transitant au sein de la cellule hydrosédimentaire, jusqu’à son érosion (fig. n° 6).

Figure n° 5 : Le site du Dossen (Santec) et la circulation des sables au sein de la cellule hydrosédimentaire

Figure n° 5 : Le site du Dossen (Santec) et la circulation des sables au sein de la cellule hydrosédimentaire

Figure n° 6 : Positions successives des flèches sableuses dunifiées du Dossen

Figure n° 6 : Positions successives des flèches sableuses dunifiées du Dossen

12L’étude diachronique de ce secteur littoral permet de cerner approximativement la période respective de construction, de maintien, puis d’érosion de ces flèches depuis le XIXe siècle :

  • une première crête de flèche s’édifie à partir de 1872 ;

  • une deuxième vers 1952 va persister jusque 1978, la première flèche ayant été érodée ;

  • une troisième se construit à partir du début des années 1960 et se maintient jusque vers 1997 ;

  • à partir des années 2000 et 2002, on assiste à une nouvelle construction dunaire, avec la naissance d’une crête dunifiée qui s’enracine au niveau de la deuxième crête antérieurement érodée et qui poursuit actuellement son développement.

13À l’extrémité sud de la plage du Dossen, la position du trait de côte a donc évolué de manière importante sur la période couverte par les documents iconographiques disponibles. Si les flèches dunaires se sont succédées dans le temps, aucune cyclicité ne peut être décelée dans ces mouvements alternatifs d’érosion et de construction qui dépendent à la fois des variations des conditions météorologiques et hydrodynamiques marine et continentale. Néanmoins, à la suite d’une tempête conduisant à une érosion accélérée de la flèche actuelle, il serait imprudent d’en tirer argument pour déterminer ses évolutions futures et, par exemple, programmer des aménagements de protection du trait de côte sans prendre en considération les évolutions chroniques de cette côte dont le retrait est lent par rapport à la grande mobilité des flèches.

L’échelle météorologique

14Par rapport à ces évolutions moyennées sur plusieurs décennies, des modifications importantes de la position du trait de côte s’observent lors des tempêtes durant lesquelles les fortes houles attaquent directement le haut de l’estran et provoquent, en quelques marées, des reculs, des amaigrissements et des brèches, à l’origine d’éventuelles submersions. Les violentes tempêtes de décembre 1989, de janvier et de février 1990, ont ainsi entraîné à elles seules un recul du rivage de l’ordre de 20 à 25 m du cordon de galets de la baie d’Audierne, alors que la vitesse moyenne, calculée entre 1990 et 2004, était de 0,81 m/an (Faye et al, 2007). Dans les années qui ont immédiatement suivi, des compensations sédimentaires se sont naturellement produites dans les sections les plus affectées. Par ailleurs, ce rééquilibrage a été renforcé par les conditions météo-océaniques du début des années 2000 caractérisées par une absence de forte tempête hivernale. Aussi les projections très alarmistes du début des années 1990 n’ont-elles pas été vérifiées au cours de la décennie suivante. Il apparaît dès lors que la prédiction de la position d’une ligne de rivage ne saurait se faire sur la base de mesures des vitesses de recul instantanées, mais qu’elle nécessite préalablement une longue période d’observations afin de pondérer les effets ponctuels d’événements météo-océaniques d’une inhabituelle intensité.

15Cette dissociation entre recul chronique d’une ligne de rivage sur le long terme et phases courtes d’accélération, de ralentissement ou de stabilisation s’observe également dans les cas, plus rares, il est vrai, de la progradation d’un rivage, comme à l’ouest de la pointe de Mousterlin, sur la commune de Fouesnant-les-Glénan (Sud-Finistère). Sur les deux tiers occidentaux de ce secteur de côte dunaire, les transits littoraux sont dirigés vers l’ouest, et une flèche s’est développée en abritant le marais maritime de la mer Blanche. Dans le tiers oriental, par contre, la dérive littorale fait transiter les sédiments vers la pointe de Mousterlin (fig. n° 7). Plusieurs aménagements ont été réalisés : dans la zone de divergence des dérives littorales, des enrochements protégent la dune depuis 1980 ; à la pointe de Mousterlin, une cale perpendiculaire à la ligne de rivage a été construite en 1967. Ainsi disposée, elle joue dorénavant le rôle d’épi entravant la dérive des sédiments en direction de l’est : alors qu’à l’ouest le massif dunaire est nourri par le vannage des sédiments en abondance sur la plage, à l’est, un fort recul a conduit à la construction de murs, surélevés à différentes reprises puis renforcés par des blocs d’enrochements pour protéger la route côtière.

16La position successive du trait de côte en amont-dérive de la cale montre que la dune a progressé sur le haut de plage (fig. n° 8). Cette progradation, irrégulière et ponctuée d’épisodes de recul, produit néanmoins un bilan sédimentaire positif jusqu’au début des années 2000. Une phase de retrait s’amorce alors qui va s’intensifier au début de l’hiver 2006-2007 : la plage s’amaigrit de manière importante laissant apparaître les tourbes sous-jacentes et le front dunaire est en net recul. La municipalité et les riverains s’inquiètent alors de cette érosion accélérée qui menace assez rapidement le monument aux morts de la Seconde Guerre mondiale édifié sur le sommet de la dune, ainsi qu’à plus longue échéance, un hôtel situé sur le revers de la dune. Les volumes de sables perdus par la plage et la dune sont estimés entre 8 000 et 14 000 m3. Dans l’urgence, un enrochement de fortune est rapidement mis en place en janvier 2007 en avant du tronçon de dune menacé. Un suivi des évolutions de la plage est également instauré. Les mesures topographiques réitérées tous les 15 à 20 jours entre mars et mai 2007 mettent alors en évidence un retour progressif des sables sur la partie basse de la plage avec des apports moyens de l’ordre de 45 m3/jour (fig. n° 9). Les conditions météorologiques relativement calmes de la fin de l’hiver et du printemps ont favorisé leur migration vers le haut de plage et au pied du front d’érosion dunaire ensablant la base des blocs d’enrochements déposés au début de l’hiver. Au total, au début de l’été 2007, l’ensemble de la plage entre l’extrémité des enrochements et la cale de Mousterlin avait regagné un volume d’environ 2 500 m3, permettant d’espérer un rétablissement des conditions antérieures dans les mois suivants en fonction des conditions météorologiques. Les dernières observations montrent que l’engraissement s’est depuis poursuivi et qu’une aptitude à la résilience post-tempête ne peut être exclue de certains littoraux meubles.

Figure n° 7 : Dynamiques marines et éoliennes dans le secteur littoral à l’ouest de la pointe de Mousterlin dans le sud du Finistère

Figure n° 7 : Dynamiques marines et éoliennes dans le secteur littoral à l’ouest de la pointe de Mousterlin dans le sud du Finistère

Source : Hénaff et al., 2007

17Les évolutions brutales sont, de façon générale, à mettre en parallèle en premier lieu avec la chronologie des tempêtes, en dehors des effets pervers d’aménagements inappropriés. En particulier, les perturbations météorologiques dont le passage coïncide avec une pleine mer de marée de vive-eau comptent parmi les événements aux conséquences les plus morphogènes pour les accumulations littorales, qu’elles soient en recul ou en progradation, comme on l’a vu à travers les exemples de la baie d’Audierne, du Dossen et de Mousterlin. Les surcotes liées à la chute de la pression atmosphérique, au vent d’afflux et à la hauteur des vagues provoquent une érosion jusqu’à des niveaux rarement atteints lors des conditions habituelles. Au cours de ces événements ponctuels s’observent généralement des reculs spectaculaires du trait de côte, parfois des débordements et l’envahissement des dépressions arrière-littorales par la mer. Leur fréquence d’apparition, leurs intensités respectives ainsi que leurs orientations dominantes observées sur plusieurs années et décennies montrent néanmoins des variations au cours du temps impliquant parallèlement des changements dans les caractéristiques des houles et des vagues qu’elles génèrent au large et à la côte et des adaptations des accumulations à ces variations.

18Ces causes météomarines seules ne sont pour autant pas à même d’expliquer l’ensemble des évolutions que connaissent les littoraux. Il faut évoquer les conditions marégraphiques et notamment la fréquence des marées de vives-eaux au cours du temps, qui est un autre facteur, indépendant de la météorologie, qui suit une cyclicité dictée par les lois de la gravitation universelle. Des séries d’années ponctuées de grandes marées succèdent à d’autres moins fréquemment pourvues. Par ailleurs, sur les côtes macro et méso-tidales, les fluctuations du niveau d’eau dues au cycle de marée (basse et pleine mers) limitent le temps pendant lequel les phénomènes d’érosion et de submersion littorales sont susceptibles de se produire. Ainsi, le risque d’apparition de conditions les plus propices à l’érosion des rivages et la submersion est tributaire à la fois de la périodicité astronomique et de la variabilité pluridécennale de la tempétuosité.

Figure n° 8 : La partie de dune en érosion en amont-dérive de la cale de Mousterlin en 2006 et la position du trait de côte en 1952 et 2005

Figure n° 8 : La partie de dune en érosion en amont-dérive de la cale de Mousterlin en 2006 et la position du trait de côte en 1952 et 2005

Source : Hénaff et al., 2008

Figure n° 9 : Évolution du volume de la section de plage suivie à l’ouest de la cale de Mousterlin entre l’hiver 2006 et le printemps 2007

Figure n° 9 : Évolution du volume de la section de plage suivie à l’ouest de la cale de Mousterlin entre l’hiver 2006 et le printemps 2007

Source : Hénaff et al., 2007

Prévoir pour planifier une gestion durable des côtes dans un contexte de changement climatique

19La dynamique actuelle des côtes meubles résulte de l’imbrication de phénomènes aux trois échelles précédemment distinguées ; elle est en perpétuel ajustement en fonction du jeu combiné des forces météo-marines, des bilans sédimentaires et des interventions humaines. Dans cette dynamique, l’élévation millimétrique actuelle de la mer apparaît bien négligeable par rapport à la hauteur des surcotes de tempêtes : 1,60 m à Brest au passage de l’ouragan du 16 octobre 1987 (SHOM) ; 0,78 m à Concarneau lors de la tempête Johanna du 10 mars 2008 (Cariolet, 2010) ; 1,53 m à La Rochelle lors de la tempête Xynthia ; 3 m dans le sud-ouest des Pays-Bas lors de la tempête du 31 janvier au 1er février 1953 (meteorologie.eu.org). Dans les manifestations présentes d’érosion et de submersion, le signal eustatique lié au changement climatique est masqué par des événements ponctuels de bien plus grande amplitude. Par contre, la remontée du niveau marin à l’horizon 2100 ne peut être négligée, et, quelle qu’elle soit, elle rehaussera les niveaux d’eau des événements tempétueux. Donc, le réchauffement climatique et la remontée eustatique qui devrait logiquement en découler, sont deux paramètres qu’il est important de prendre en compte pour l’avenir.

20Comme aménager c’est prévoir, il est nécessaire de se livrer à un exercice de prospective, même si la tentative est périlleuse en matière de dynamique côtière, par nature extrêmement complexe, puisqu’elle imbrique des phénomènes d’échelles très différentes. Il n’est cependant pas impossible de dessiner des tendances pour l’avenir, étant entendu que le changement climatique apparaît comme un facteur aggravant dans une situation déjà défavorable pour deux raisons majeures.

Un legs en cours de dilapidation

21La première hypothèse probable est qu’aucun nouvel apport massif de sédiments aux côtes n’est prévisible au cours du siècle présent, d’autant plus que les stocks hérités des périodes froides du Quaternaire ont été entamés par nombre d’extractions littorales et sont désormais menacés par la demande croissante de granulats marins pour la construction, notamment dans les communes littorales. Un autre facteur aggravant la pénurie sédimentaire est la multiplication des structures de défense du front de mer qui induisent des effets d’amaigrissement des plages (Paskoff, 2004) et reporte, en les aggravant, les processus érosifs sur d’autres sections de côte (Pinot, 1998).

Une poursuite de la remontée eustatique

22Se fondant sur une série de relevés marégraphiques longue de deux siècles, G. Wöppelmann et al. (2006) ont individualisé à Brest trois périodes distinctes :

  • -0,09 (± 0,15) mm/an entre 1807 et 1890,

  • + 1,30 (± 0,15) mm/an entre 1890 et 1980

  • + 3,00 (± 0,50) mm/an entre 1980 et 2004.

23Ces résultats sont en accord avec ceux qu’ont récemment livrés les satellites d’observation du niveau des mers – TOPEX/POSEIDON, puis Jason-1 – qui révèlent une élévation annuelle de 3 mm depuis le début des années 1990 (Cazenave, Llovel, 2010). Dans un contexte de réchauffement climatique, l’hypothèse la plus plausible demeure la tendance au maintien, voire à l’accélération, de cette remontée. Si les estimations publiées par le GIEC en février 2007 ont réduit la fourchette entre hypothèses haute et basse, elles font état, à l’échelle planétaire, d’une élévation du niveau marin pour la fin du XXI e siècle comprise entre 0,18 et 0,59 m. On notera que, le 27 juillet 2011, le Ministère de l’Écologie a retenu l’hypothèse d’une augmentation égale à 60 cm, à la suite d’une évidente renégociation, puisque la circulaire abroge une précédente disposition datant du 7 avril 2010 qui privilégiait une hausse de 100 cm pour l’élaboration des PPRL. Quoi qu’il en soit, ces mouvements eustatiques ne peuvent que relever les hauteurs d’eau extrêmes actuelles.

24Ainsi, avec toutes les précautions que la projection dans le temps long impose, il semble raisonnable de penser que la conjonction de ces deux tendances – remontée eustatique dans un contexte de pénurie sédimentaire – aura pour conséquence le prolongement, sinon l’aggravation, des conditions favorables aux phénomènes d’érosion et de submersion. Toutefois, une autre incertitude demeure.

Une tempétuosité accrue en fréquence et en intensité ?

25Ce qui fait le plus débat, et n’aboutit pas pour l’instant à des résultats assurés, ce sont les effets, sur les tempêtes, du réchauffement climatique aux échelles régionales où de fortes disparités se font jour. Au regard de l’espace aérologique de l’Atlantique Nord, il est imprudent de considérer que des événements isolés puissent être symptomatiques d’une tendance, et force est d’admettre que les calculs probabilistes livrent des résultats très incertains.

26Finalement, en matière d’aménagement des littoraux, cette incertitude extrême pour l’avenir risque de paralyser l’action ou, au contraire, de la précipiter. Pourtant, les manuels de géomorphologie, depuis les années 1950 (Guilcher, 1954), n’ont jamais manqué de souligner qu’une des caractéristiques fondamentales des milieux côtiers est leur permanente mobilité, entre quelques heures et plusieurs dizaines de milliers d’années. Le moindre des principes de précaution aurait consisté à ne point s’installer de façon statique sur des côtes par nature dynamiques, à plus forte raison quand elles sont meubles, basses et exposées aux tempêtes. Pourtant, faute d’avoir été suffisamment assimilées, ces simples vérités n’ont manifestement pas été entendues, et il faut aujourd’hui gérer les « coups partis » (Pinot, 1998) que sont les constructions installées sur des secteurs à très fort aléa qui engendrent des risques et soulèvent les plus grandes difficultés pour la gestion du trait de côte.

27En matière de recherche, une attitude pragmatique consiste, tout en continuant à affiner les modèles, à se fonder sur les données connues – et donc extraites du passé – en analysant a posteriori les impacts géomorphologiques d’un d’événement tempétueux, comme Johanna, dont les paramètres de forçage sont connus (Suanez, 2010 ; Cariolet, 2011). Une telle approche, si elle n’est pas prédictive, livre des enseignements précieux sur les conséquences prévisibles des aléas futurs.

Conclusion

28Si, après Xynthia, l’objectif principal est, bien sûr, d’épargner les vies humaines, les coûts des dommages seront aussi probablement un moteur de choix à long terme : protection d’enjeux contre la mer ici, et repli ailleurs ? La question, récurrente, ne pourra être toujours éludée, surtout si les scénarios climatiques les plus pessimistes se réalisent. En attendant, l’amalgame entre érosion-submersion des côtes et changement climatique, largement diffusé par les médias, contribue à semer la confusion, mais aussi, à l’inverse, à déresponsabiliser les décideurs qui ont favorisé ou toléré, dans le passé, l’urbanisation de secteurs exposés. Le global change est, par contre, un outil essentiel de planification, car sa seule évocation suffit à rappeler aux citoyens et aux élus que la côte était, est et demeurera un territoire à risques.

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Notes

1 Directive 2007/60/CE, 23 octobre 2007.

2 Projet de loi Retailleau-Anziani adopté au Sénat le 3 mai 2011.

3 V. Brunetière, Programme ADAPTALITT (capacités d’adaptation des sociétés littorales aux phénomènes d’érosion-submersion des côtes en prise avec les changements climatiques) du programme GICC 2008 (Gestion et impacts du changement climatique) du MEEDDAT-ADEME (2009-2011).

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Table des illustrations

Titre Fig. n° 1 : Localisation en Bretagne des sites littoraux pris comme exemples dans l’article
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-1.png
Fichier image/png, 25k
Titre Figure. n° 2 : Courbes eustatiques pour la Bretagne selon différents auteurs
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 1,6M
Titre Figure n° 3 : Transits sédimentaires dominants en baie d’Audierne
Crédits   
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 1,1M
Titre Figure n° 4 : Le retrait de la ligne de rivage depuis 1781 en baie d’Audierne : positions successives et quantification des vitesses de recul par période
Crédits Modifié d’après : I. Nd Faye et al., 2007
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-4.png
Fichier image/png, 95k
Titre Figure n° 5 : Le site du Dossen (Santec) et la circulation des sables au sein de la cellule hydrosédimentaire
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-5.png
Fichier image/png, 145k
Titre Figure n° 6 : Positions successives des flèches sableuses dunifiées du Dossen
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-6.png
Fichier image/png, 60k
Titre Figure n° 7 : Dynamiques marines et éoliennes dans le secteur littoral à l’ouest de la pointe de Mousterlin dans le sud du Finistère
Crédits Source : Hénaff et al., 2007
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-7.png
Fichier image/png, 137k
Titre Figure n° 8 : La partie de dune en érosion en amont-dérive de la cale de Mousterlin en 2006 et la position du trait de côte en 1952 et 2005
Crédits Source : Hénaff et al., 2008
URL http://cybergeo.revues.org/docannexe/image/26058/img-8.png
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Titre Figure n° 9 : Évolution du volume de la section de plage suivie à l’ouest de la cale de Mousterlin entre l’hiver 2006 et le printemps 2007
Crédits Source : Hénaff et al., 2007
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Fichier image/png, 29k
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Pour citer cet article

Référence électronique

Alain Hénaff, Catherine Meur-Férec et Yannick Lageat, « Changement climatique et dynamique géomorphologique des côtes bretonnes. Leçons pour une gestion responsable de l’imbrication des échelles spatio-temporelles », Cybergeo : European Journal of Geography [En ligne], Environnement, Nature, Paysage, document 654, mis en ligne le 27 septembre 2013, consulté le 18 août 2017. URL : http://cybergeo.revues.org/26058 ; DOI : 10.4000/cybergeo.26058

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Auteurs

Alain Hénaff

Enseignant-chercheur
LETG-Brest Géomer UMR 6554 CNRS, Institut Universitaire Européen de la Mer, Université de Bretagne Occidentale.
alain.henaff@univ-brest.fr

Catherine Meur-Férec

Enseignant-chercheur
LETG-Brest Géomer UMR 6554 CNRS, Institut Universitaire Européen de la Mer, Université de Bretagne Occidentale.
meurferec@univ-brest.fr

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Yannick Lageat

Enseignant-chercheur
LETG-Brest Géomer UMR 6554 CNRS, Institut Universitaire Européen de la Mer, Université de Bretagne Occidentale.
yannick.lageat@univ-brest.fr

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Droits d’auteur

© CNRS-UMR Géographie-cités 8504

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