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Mise au point sur l’évolution géomorphologique et le devenir des flèches de galets du Loc’h de Landévennec (Bretagne, France)

Clarification on the geomorphological evolution and the future of gravel spits of Loc’h de Landévennec (Brittany, France)
Pierre Stéphan et Marine Laforge
p. 191-208

Résumés

De nouvelles données sur le site du Loc’h de Landévennec en rade de Brest (Bretagne, France) ont été acquises au cours des dix dernières années, compilant l’analyse stratigraphique des archives sédimentaires, l’étude de cartes anciennes, le traitement numérique de photographies aériennes et le suivi topo-géomorphologique de l’estran réalisé entre 2004 et 2012. Elles nous amènent à proposer une nouvelle interprétation sur la mise en place de deux cordons de galets qui abritent l’anse du Loc’h ainsi que sur l’évolution géomorphologique de ce secteur côtier à différentes échelles de temps. Les résultats suggèrent un premier cycle d’édification et de démantèlement durant le haut Moyen Âge, aboutissant à l’étalement d’un premier cordon à la suite de violentes tempêtes. Ces mêmes dynamiques sont enregistrées au cours des deux derniers siècles et soulignent la faible résilience du cordon actuel face aux événements tempétueux.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 16 décembre 2012, accepté le 5 mars 2013.

Texte intégral

Introduction

1Les cordons de galets se répartissent préférentiellement le long des côtes des hautes et moyennes latitudes. Ils jouent souvent un rôle de barrière lors des épisodes de tempête, au même titre que certains ouvrages de défense côtière (Morel, 1997). Le plus souvent, ces cordons ne comptent qu’une seule crête susceptible d’être franchie et détruite par les vagues lors d’événements météo-marins de forte intensité, conduisant à un roulement des accumulations sur elles-mêmes (mécanisme connu sous le nom de rollover) et, dans certains cas, à l’ouverture de brèches. Dans un contexte de réchauffement climatique global, de hausse accélérée du niveau de la mer (GIEC, 2007 ; Cazenave et Llovel, 2010 ; Planton et al., 2012) et d’augmentation suspectée de la fréquence et/ou de l’intensité des tempêtes dans certaines régions des hautes et moyennes latitudes (Lozano et al., 2004 ; Gastineau et Soden, 2009 ; Menéndez et Woodworth, 2010), les cordons de galets apparaissent comme des formes potentiellement vulnérables, notamment lors d’épisodes tempétueux extrêmes. Pourtant, l’analyse des dépôts sédimentaires mis en place à l’abri de ces formes d’accumulation, dans les marais maritimes, mettent en lumière leur robustesse et leur pérennité sur des périodes longues de plusieurs milliers d’années (Duffy et al., 1989 ; Long et Hughes, 1995 ; Soons et al., 1997 ; Isla et Bujalesky, 2000 ; Plater et al., 2009), témoignant inévitablement d’une forte capacité de résistance et d’un fort potentiel de récupération à la suite d’événements paroxysmiques (Orford, 2011). La compréhension du fonctionnement de ces cordons sur des échelles de temps épisodiques à pluri-centennales requiert donc une attention toute particulière, notamment dans une optique de gestion durable des littoraux ou de meilleure prévention des risques côtiers.

2Dans ce contexte, les nombreux cordons de galets qui bordent les rivages de la rade de Brest ont fait l’objet d’un effort de recherche particulier au cours des dix dernières années, dans le cadre d’actions de gestion du trait de côte et de mise en valeur du patrimoine naturel côtier portées par les collectivités territoriales (Stéphan et al., 2012). Les phases de mise en place et de destruction des cordons littoraux lors des derniers millénaires ont été retracées sur plusieurs secteurs, soulignant la longue durée de vie de ces formes d’accumulation (Stéphan, 2011a) qui apparaissent aujourd’hui comme des formes héritées d’une période d’abondance sédimentaire (Stéphan, 2011b). Toutefois, l’analyse fine de la mobilité des cordons au cours des dernières décennies a révélé une tendance récente à l’érosion (Stéphan, 2011c) et a montré que cet héritage est désormais en voie de dilapidation, principalement en raison d’un déficit dans l’alimentation sédimentaire des rivages de la rade de Brest. Le devenir des cordons littoraux est donc incertain et l’analyse de la dynamique géomorphologique apparaît nécessaire pour cerner précisément les menaces qui pèsent sur ce patrimoine naturel, appréhender au mieux l’évolution à venir des milieux côtiers et proposer éventuellement des actions de conservation ou de restauration les plus adaptées.

3La présente étude revient en détail sur l’évolution et le devenir des cordons de galets qui barrent l’anse du Loc’h de Landévennec, en rade de Brest. Ce site montre la juxtaposition de deux cordons d’âge différent, qui semblent s’étirer l’un et l’autre dans des directions opposées. Le caractère original de ce dispositif et les problèmes d’érosion auxquels il est confronté depuis plusieurs décennies expliquent probablement l’intérêt qui lui a été porté successivement par A. Guilcher et al. (1957), L. Berthois et G. Auffret (1969), V. Morel (1993), B. Hallégouët et V. Morel (1994) et V. Morel (1997). En décembre 2003, l’ouverture d’une brèche dans le cordon interne a mis au jour un ensemble de dépôts dont l’étude apporte des éléments d’information inédits sur l’évolution à long terme de ce secteur côtier et nous amène à proposer une nouvelle interprétation sur la mise en place de ces cordons et sur leur évolution au cours du dernier millénaire, soulevant également la question des cycles éventuels d’édification/démantèlement lié à des variations importantes dans le bilan sédimentaire côtier. Par ailleurs, cette rupture a eu d’importantes répercussions sur la dynamique morphosédimentaire de l’ensemble de ce secteur côtier et fait peser de lourdes menaces sur le devenir des deux cordons ainsi que sur l’équilibre écologique du marais maritime situé en arrière. Dès le mois de février 2004 a été entrepris un suivi topo-géomorphologique du secteur dont seuls les tous premiers résultats ont été publiés jusqu’à présent (Stéphan et al., 2005).

Présentation du site d’étude

4La rade de Brest est un plan d’eau de 180 km² (fig. 1A) qui communique avec la mer d’Iroise par un goulet limitant fortement l’entrée des houles océaniques. Les vagues sont donc provoquées par le vent local et leur hauteur ne dépasse jamais 1 m en raison de la faible longueur du fetch. Le marnage peut atteindre 7,61 m. La rade compte une trentaine de cordons littoraux d’une diversité géomorphologique exceptionnelle à l’échelle du littoral atlantique français (Guilcher et al., 1957 ; Stéphan, 2011b). Ces cordons sont constitués de sédiments grossiers issus de l’érosion des falaises de schistes et du démantèlement des coulées périglaciaires par les vagues (Guilcher, 1949 ; Guilcher et al., 1990) et peuvent être définis sous le terme anglo-saxon de composite gravel barriers (Carter et Orford, 1993; Jennings et Shulmeister, 2002).

5L’anse du Loc’h se situe au sud de la rade de Brest (fig. 1A). Elle est barrée par deux cordons de galets parallèles entre eux (fig. 1B et fig. 2A). Le cordon le plus interne s’allonge vers l’ouest sur près de 200 m et présente une géomorphologie très plane. Son sommet est large d’environ 20 m et culmine au niveau des pleines mers moyennes. Il est totalement recouvert d’une végétation halophile et n’est plus alimenté par la dérive littorale. Il est protégé de l’action des vagues par un second cordon situé en position externe et s’étirant vers l’est sur une distance de 250 m. Plus haut et plus massif, le cordon externe bénéficie des apports sédimentaires issus du démantèlement des falaises meubles situées plus à l’ouest, taillées dans un matériel périglaciaire épais. Ces deux formes d’accumulation abritent une vasière de 2,4 ha en bordure de laquelle se sont développés des prés salés à obione (plante halophyte qui colonise les vases des prés salés ; fig. 2A et B). Jusqu’à une date récente, cette vasière ne s’asséchait qu’en été, lors des périodes de mortes eaux, par infiltration au travers du cordon externe. Son ennoiement par les eaux marines s’effectuait par l’intermédiaire d’un chenal dont le tracé se situait entre les deux accumulations de galets. Au cours du mois de décembre 2003, une brèche s’est ouverte dans le cordon interne, offrant au chenal de marée un tracé plus direct vers la mer (fig. 2C et D) et favorisant la vidange de la vasière.

6Plusieurs hypothèses ont été formulées pour expliquer la formation des cordons du Loc’h de Landévennec, sans toutefois fournir des éléments de réponse totalement satisfaisants. Pour A. Guilcher et al. (1957), cette disposition serait le résultat d’un changement dans le sens du transit sédimentaire au cours des derniers millénaires. Dans un premier temps, la prédominance du transit en provenance de l’est aurait favorisé la mise en place du cordon interne, sous la forme d’une flèche à pointe libre ne pouvant barrer complètement l’anse du Loc’h en raison des courants de marée provoqués par le remplissage et la vidange quotidiennes de l’étang situé en arrière. Par la suite, un changement dans la direction dominante des vents aurait favorisé le transit sédimentaire en provenance de l’ouest, conduisant à la mise en place progressive du cordon externe et à son allongement vers l’est. Toutefois, en se basant sur une analyse du régime des vents et des vagues, V. Morel (1993) montre qu’il est difficile d’envisager un transit en provenance de l’est, compte tenu de la faible longueur du fetch dans ces directions. Ainsi, B. Hallégouët et V. Morel (1994) proposent une interprétation différente. Pour eux, le cordon interne correspondrait à une ancienne accumulation littorale mise en place lors du maximum transgressif éémien. Au Weichsélien, ce cordon aurait subi un aplanissement sous l’effet de la gélifluxion avant d’être sectionné dans sa partie ouest, au début de l’Holocène, par l’un des deux cours d’eau qui se jettent dans l’anse du Loc’h. Le cordon externe, en revanche, serait d’âge holocène et résulterait de la dynamique littorale actuelle. Toutefois, jusqu’à ce jour, aucune datation absolue ou élément de chronologie relative ne sont venus étayer cette hypothèse.

Fig. 1 – Localisation et présentation du site d’étude.
Fig. 1 – Location and presentation of the study area.

Fig. 1 – Localisation et présentation du site d’étude. Fig. 1 – Location and presentation of the study area.

A : Carte de localisation du site du Loc’h de Landévennec en rade de Brest. B : Carte détaillée de l’anse du Loc’h à Landévennec. 1 : espace subtidal ; 2 : estran ; 3 : platier rocheux ; 4 : falaises ; 5 : schorre. 6 : vasière ; 7 : cours d’eau ; 8 : habitations ; 9 : voies de communication.
A. Location map of Loc’h de Landévennec in the Bay of Brest. B. Detailed map of the Loc’h de Landévennec. 1: subtidal zone; 2: intertidal zone; 3: rocky platform; 4: cliffs; 5: salt-marsh; 6: mudflat; 7: coastal rivers; 8: houses; 9: roads.

Fig. 2 – Photographies du site du Loc’h de Landévennec.
Fig. 2 – Photographs of Loc’h de Landévennec.

Fig. 2 – Photographies du site du Loc’h de Landévennec. Fig. 2 – Photographs of Loc’h de Landévennec.

A : Vue aérienne oblique du site dans les années 1980. B : Vue oblique du site en 1997 indiquant la vidange partielle de l’étang du Loc’h, même lors des basses mers de vive-eau. C : Vue oblique du site en 2011 indiquant la vidange et l’assèchement complet de l’étang du Loc’h à chaque basse mer depuis la rupture du cordon interne en décembre 2003. D : Cliché de terrain à proximité de la brèche ouverte dans le cordon interne du Loc’h de Landévennec.
A: Aerial view taken at the end of the 1980s. B: Oblique view taken in 1997 indicating the partial draining of the sea-water pond during low spring-tide levels. C: Oblique view taken in 2011 showing the complete draining and drying of the seawater pond during low tide levels since the breach opened in the inner gravel barrier in December 2003. D. Field photograph taken near the breach opened in the inner gravel barrier.

Méthodologie

Stratigraphie

7L’étude stratigraphique a été réalisée sur une section de 47 m de longueur, située à l’est du secteur d’étude (fig. 3A) et dégagée naturellement par l’érosion marine sur le cordon interne. La position des dépôts a été relevée au tachéomètre et au DGPS, avec une précision centimétrique, puis raccordée au niveau NGF (nivellement général français) à partir d’une borne géodésique située à proximité. Chaque unité stratigraphique a fait l’objet d’une seule analyse granulométrique (fig. 3B), à l’exception d’un niveau limoneux organique qui a été échantillonné avec un pas de 5 cm et analysé à l’aide d’un granulomètre laser de type Malvern Mastersizer 2000. Un fragment de bois et un charbon, prélevés respectivement à la base et au sommet de ce dépôt (fig. 3B), ont fait l’objet d’une datation au radiocarbone. La préparation des échantillons a été réalisée au Centre de Datation par le RadioCarbone (UMR 5138 « Archéométrie et Archéologie ») de Lyon et les mesures des teneurs en 14C ont été effectuées par l’accélérateur ARTEMIS (UMS 2572) au laboratoire de mesure du carbone 14 de Saclay. Les âges ont été corrigés par calibration au moyen du logiciel Calib 6.0 (Stuiver et Reimer, 1993) grâce à la courbe IntCal09 de P.J. Reimer et al. (2009).

8La composition des échantillons en foraminifères a également été étudiée pour caractériser le milieu de sédimentation et identifier l’origine des dépôts (lagunaire ou marine). Dans les marais maritimes, les foraminifères présentent un étagement altitudinal (Scott et Medioli, 1978) et à chaque étage littoral (slikke, schorre, tourbière littorale) correspondent des assemblages bien spécifiques. L’étude de la microfaune fossile renseigne donc sur la position du sédiment au moment de son dépôt. Après tamisage humide du sédiment, environ 300 individus de foraminifères ont été comptés à la loupe binoculaire (Fatela et Taborda, 2002) sur la fraction comprise entre 63 μm et 500 μm (Murray, 1991 ; Horton et Edwards, 2006) et identifiés suivant la classification générique de R. Loeblich et H. Tappan (1988) et de J.W. Murray (1971). À partir de ces comptages, la fonction de transfert développée par P. Stéphan (2011a) a été utilisée pour attribuer à chaque échantillon une position par rapport au niveau des pleines mers de vive-eau. Cette fonction de transfert s’appuie sur l’analyse de l’étagement actuel des foraminifères benthiques qui peuplent les marais maritimes de la rade de Brest. À partir d’une cinquantaine d’échantillons récoltés le long de deux transects, la répartition altitudinale des assemblages a été modélisée statistiquement sous le logiciel C² à l’aide d’un modèle de régression linéaire basé sur les moindres carrés et les moyennes pondérées. Appliqué aux assemblages fossiles, le modèle permet d’estimer la position d’origine du sédiment par rapport au niveau de marée avec une précision moyenne de +/- 53 cm. Toutefois, cette précision est variable suivant la composition des assemblages et peut être testée par une méthode itérative connue sous le terme de « jack-knifing » (Edwards et al., 2004). Dans cette étude, la précision des reconstitutions ne dépasse pas 20 cm. Enfin, lorsqu’une fonction de transfert est utilisée, il est important de vérifier que les assemblages fossiles disposent d’analogues actuels. La méthode MAT (Modern Analogue Technique ; Birks et al., 1990) calcule le degré de similarité entre les assemblages fossiles et les assemblages actuels. Ce calcul a été réalisé sous le logiciel C².

Fig. 3 – Photographies des dépôts mis au jour dans la partie orientale du Loc’h de Landévennec.
Fig. 3 – Phototographs of coastal deposits in the oriental part of Loc’h de Landévennec.

Fig. 3 – Photographies des dépôts mis au jour dans la partie orientale du Loc’h de Landévennec. Fig. 3 – Phototographs of coastal deposits in the oriental part of Loc’h de Landévennec.

A : Vue de la section vive étudiée. B : Stratigraphie des dépôts au niveau du sondage S1 et localisation des points d’échantillonnages. Vue des différents niveaux sédimentaires étudiés. 1 : limites stratigraphiques ; 2 : points d’échantillonnage sédimentaire ; 3 : fragments de bois prélevés pour datation radiocarbone.
A: Cross-section studied. B: Sedimentary layers studied around core S1 and location of sampling points. 1: stratigraphic limits; 2: sediment sampling points; 3: wood fragments sampled for radiocarbon dating.

Cartes anciennes et photographies aériennes

9La mobilité récente du secteur a été étudiée d’après l’examen d’une série de cartes anciennes (tab. 1). Les problèmes liés à l’interprétation d’anciens documents cartographiques ont été discutés par de nombreux auteurs (Anders et Byrnes, 1991 ; Thieler et Danforth, 1994 ; Fox et al., 1995). Dans cette étude, la plus ancienne des cartes utilisées est un extrait couleur des levés bathymétriques effectués au début du XIXe s. sous la direction de Beautemps-Beaupré. Les mesures du trait de côte ont été effectuées par triangulation en utilisant un théodolite couplé avec un cercle hydrographique. Le positionnement a été réalisé à partir de repères fixes sur le terrain correspondant à des balises le plus souvent installées sur des terrains agricoles. Cette carte peut donc être considérée comme un document d’une bonne fiabilité. En 1877, de nouvelles opérations d’ensemble (topographie et sondages) ont été faites pour toute la rade sous la direction de Germain. La représentation de la rade de Brest a été ainsi revue, corrigée et complétée (Vacher, 1919) avec une précision aussi importante. Enfin, le Plan Directeur de Brest, levé au 1/10 000e en 1909 par les militaires peut également être considéré avec un degré de fiabilité équivalent.

10Sur les 60 dernières années, la mobilité des formes de terrain a pu être quantifiée en utilisant des photographies aériennes prises par l’IGN entre 1952 et 2004 (tab. 2), d’une part, et des levés effectués au DGPS entre 2004 et 2011, d’autre part (tab. 3). Les photographies ont été numérisées, corrigées géométriquement et géo-positionnées selon une procédure classique décrite par de nombreux auteurs (Crowell et al., 1991 ; Douglas et Crowell, 2000). La ligne de référence retenue pour mesurer la cinématique littorale correspond à la base du revers du cordon externe. Les mesures ont été réalisées le long d’une trentaine de transects perpendiculaires au cordon et régulièrement espacés. Enfin, la marge d’erreur a été estimée selon la même procédure que L.J. Moore et G.B. Griggs (2002) : elle est inférieure à ± 0,5 m dans les zones étudiées.

Tab. 1 – Inventaire des cartes anciennes utilisées pour étudier l’évolution récente du secteur du Loc’h de Landévennec.
Tab. 1 – Inventory of old maps used to study the recent morphological changes on Loc’h de Landévennec.

Date des levés

Date de publication

Titre

N° de la carte

Auteurs

Échelle

Projection

Source

1816-1817

1823

Planche de travail-minute

10-3-5bis-15

Beautemps-Beaupré

14 000

Mercator

SHOM

1877

1880

Rade de Brest

3799

Germain

28800

Mercator

SHOM

1909

1913

Plan directeur de Brest

Feuille 7D

Armée

10000

CRBC

Tab. 2 – Inventaire des photographies aériennes utilisées pour étudier l’évolution récente du secteur du Loc’h de Landévennec.
Tab. 2 – Inventory of aerial photographs used to study the recent morphological changes on Loc’h de Landévennec.

Date

Mission IGN

N° cliché

Échelle

Sources

Émulsion

23/05/52

F0317-0817

312

25 000

IGN

P-N&B

26/08/78

FR-3012

2878

20 000

IGN

P-N&B

12/07/90

FR-8298

217

25 000

IGN

P-c

30/08/93

IFN 29

916

5 000

CBNB

P-c

10/04/97

F-0517-0520

370

30 000

IGN

P-N&B

16/06/00

FR 5414

1172

num. 50 cm

CETE

P-c

Tab. 3 – Inventaire des relevés topo-géomorphologiques effectués sur le site du Loc’h de Landévennec.
Tab. 3 – Inventory of topo-geomorphological surveys undertaken on Loc’h de Landévennec.

Date

Source

Instrumentation

Précision (x;y;z)

Nombre de points

Type de modèle

Taille du modèle

5/02/04

GÉOMER (UMR 6554)

Tachéomètre (Leica)

12;12;5 cm

2189

Krigeage

0,5 x 0,5 m

28/10/04

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

2970

Krigeage

0,5 x 0,5 m

18/04/05

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

2972

Krigeage

0,5 x 0,5 m

2/11/05

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

2645

Krigeage

0,5 x 0,5 m

23/05/06

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

2539

Krigeage

0,5 x 0,5 m

9/10/06

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

2948

Krigeage

0,5 x 0,5 m

12/04/07

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

2635

Krigeage

0,5 x 0,5 m

10/12/07

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

4629

Krigeage

0,5 x 0,5 m

17/05/11

GÉOMER (UMR 6554)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

4045

Krigeage

0,5 x 0,5 m

21/05/12

LGP (UMR 8591)

GDPS (Trimble 5700)

3;3;1 cm

5285

Krigeage

0,5 x 0,5 m

Suivi topo-géomorphologique

11Le suivi topo-géomorphologique a porté sur l’ensemble de l’espace intertidal et s’appuie sur 10 campagnes de mesures réalisées à l’aide d’un tachéomètre de type Leica et d’un DGPS de type Trimble 5700/5800 (tab. 3). Les mesures au DGPS ont été acquises en mode RTK (real time kinematic) avec une précision inférieure à 4 cm. Les données ont été raccordées à une borne géodésique située à proximité. Chaque campagne de mesure a donné lieu à la construction d’un modèle numérique d’altitude (MNA) à l’aide du logiciel Surfer 8.0. Les mêmes dimensions et résolutions ont été respectés pour l’ensemble des MNA afin d’effectuer des comparaisons volumétriques sur les unités géomorphologiques les plus mobiles du secteur d’étude.

Résultats

Description stratigraphique

12La séquence stratigraphique étudiée repose sur une formation périglaciaire gélifluée (US1 ; fig. 4B) présentant de nombreuses formes de cryoturbation (lentilles de ségrégation de la glace, fentes de cryodessiccation) recoupées au sommet par une coulée de gélifluxion plus récente sur une épaisseur de 50 cm en moyenne. Son sommet présente une série de blocs constitués de quartzite du Gédinnien faiblement émoussés. Cette unité est surmontée par des dépôts d’origine marine d’une épaisseur comprise entre 10 et 40 cm (US2 ; fig. 4B). Ce niveau montre un faible pendage (environ 2 %) vers l’ouest et se compose de graviers et sables grossiers (médiane de 6 400 μm) en proportion importante (40 %).

13L’US3 correspond à un niveau limono-sableux (médiane comprise entre 18 μm et 60 μm) présentant également un pendage (environ 2,5 %) vers l’ouest et une épaisseur maximale de 60 cm dans la partie orientale de la coupe (fig. 4B). Cette formation montre localement de petites fentes de tassement (fig. 3B). La fraction organique est importante et se caractérise notamment par la présence de nombreux fragments de bois et de divers branchages. Le bois de chêne situé à la base de ce niveau a livré un âge de 1 075 ± 40 BP, soit 889-1023 apr. J.-C. (tab. 4). Le second, prélevé au sommet du dépôt, a donné un âge de 950 ± 25 BP, soit 1023-1157 apr. J.-C. (tab. 4). Par ailleurs, la bonne conservation de l’aubier autour des morceaux échantillonnés suggère que les fragments de bois n’ont pas dérivé pendant des années et qu’ils se sont déposés rapidement sur le site. Les assemblages de foraminifères sont dominés par Jadaminna macrescens et Trochammina inflata qui représentent, à eux deux, toujours plus de 60 % des assemblages (fig. 4C). Haplophragmoides wilbertii et Miliammina fusca sont également présents mais dans une proportion moindre (rarement supérieure à 20 %). Ces assemblages fossiles disposent de bons analogues modernes qui occupent la partie supérieure des schorres en rade de Brest (Stéphan, 2011a). La fonction de transfert indique que le matériel sédimentaire s’est déposé à un niveau compris entre -0,17 +/- 0,15 m et +0,22 m +/- 0,15 m par rapport au niveau des pleines mers de vive-eau de l’époque (fig. 4C). L’US3 correspond donc à un ancien schorre qui s’est développé durant le haut Moyen Âge, probablement à l’abri d’un cordon littoral. Le sommet de cette unité est marqué par la présence de galets allochtones, au spectre pétrographique très large : granite (faciès de l’Abert-Ildut, de Saint-Renan et de Kersaint), grès armoricain, calcaires de l’Armorique, gneiss de Brest), microgranites (peut-être de l’Ile Longue), granodiorites, microgranodiorites (faciès de Logonna-Daoulas), silex. Ces roches ont pour origines principales la rade de Brest, la côte du Léon et le cap Sizun, et éventuellement les rivages de la Manche pour les silex.

14L’US4 présente une épaisseur moyenne de 80 cm et se compose essentiellement de galets, graviers et sables très grossiers emballés dans une matrice sablo-limoneuse dont la proportion avoisine 30 % du matériel sédimentaire. Transversalement, l’unité présente un litage caractéristique de la structure interne des cordons de galets soumis à un recul. En effet, le déversement épisodique des galets sur le revers donne généralement naissance à une succession de lits de graviers et de galets. Le pendage correspond à la pente d’équilibre du sédiment et l’épaisseur des lits varie selon l’importance respective des différentes phases de recul. Au Loc’h, le pendage des dépôts est d’environ 010N – 35 °S et la succession des dépôts indique un recul polyphasé. L’unité est tronquée au sommet, traduisant un étalement de l’accumulation après son recul. Cette formation à galets se poursuit également vers le nord, sous le cordon externe, et représente une partie importante de son volume apparent. L’US5 se compose d’un matériel sablo-limoneux riche en matière organique dans lequel se développe le système racinaire de plantes halophiles (obione) qui occupent actuellement le sommet du cordon interne (fig. 4B). Enfin, l’US6 présente des galets et des graviers en openwork correspondant vraisemblablement au remblaiement d’anciens chenaux de vidange de la vasière (fig. 4B). Le tracé de ces chenaux se poursuit en surface, sur toute la largeur du cordon interne, en direction de la vasière.

Fig. 4 – Lithostratigraphie et biostratigraphie de la coupe du Loc’h de Landévennec.
Fig. 4 – Lithostratigraphy and biostratigraphy of the cross-section of Loc’h de Landévennec.

Fig. 4 – Lithostratigraphie et biostratigraphie de la coupe du Loc’h de Landévennec. Fig. 4 – Lithostratigraphy and biostratigraphy of the cross-section of Loc’h de Landévennec.

A : Localisation de la séquence stratigraphique du Loc’h de Landévennec. B : Stratigraphie des dépôts sédimentaires. L’indication « US » signifie « unité stratigraphique ». 1 : matériel périglaciaire ; 2 : fente de cryodessication et limite entre deux coulées périglaciaires ; 3 : niveau de blocs ; 4 : graviers et petits galets ; 5 : matériel argilo-limoneux organique ; 6 : niveau de galets allochtones ; 7 : graviers et galets emballés dans une matrice argilo-limoneuse ; 8 : galets sans matrice ; 9 : lits de galets inclinés. C : Résultats des analyses granulométriques et bio-stratigraphiques (foraminifères) réalisées sur les unités stratigraphiques 2 à 4 de la coupe.
A: Location of the stratigraphic sequence of Loc’h de Landévennec. B: Stratigraphy of coastal deposits. « US » correspond to « stratigraphic unit ». 1: periglacial deposits; 2: cryodessication features; 3: blocks; 4: gravels and pebbles; 5: organic silty clay; 6: level of allochthonous pebbles; 7: gravels and pebbles in a silty-clay matrix; 8: gravels and pebbles without matrix; 9: inclined pebbles beds.). C: Results of sedimentological and foraminifer analysis.

Fig. 5 – Organisation transversale des dépôts sédimentaires observée le long de la brèche ouverte en décembre 2003 dans le cordon interne du Loc’h de Landévennec.
Fig. 5 – Cross-section studied along the breach opened in December 2003 in the inner gravel barrier of Loc’h de Landévennec.

Fig. 5 – Organisation transversale des dépôts sédimentaires observée le long de la brèche ouverte en décembre 2003 dans le cordon interne du Loc’h de Landévennec.Fig. 5 – Cross-section studied along the breach opened in December 2003 in the inner gravel barrier of Loc’h de Landévennec.

Tab. 4 – Datations au radiocarbone obtenues pour l’unité 3 de la séquence stratigraphique du Loc’h de Landévennec.
Tab. 4 – Radiocarbon datings obtained for unit 3 of the stratigraphic sequence of Loc’h de Landévennec.

Code laboratoire

Type de matériel

Niveau

Alt. NGF (m)

Age 14C BP

Age cal. BP

À 2σ

Date calibrée

à 2σ

Lyon-8871

bois

Base de vasière

1,643

1075 ± 40

928-1059

889-1023 apr. J.-C.

Lyon-8870

bois

Sommet de vasière

2,154

950 ± 25

795-925

1023-1157 apr. J.-C.

Mobilité récente : deux siècles d’évolution littorale

15Les deux cordons du Loc’h sont d’ores et déjà constitués en 1817 (fig. 6A). Le cordon externe semble rompu dans sa partie médiane, où s’est installé le chenal drainant l’étang du Loc’h. Un delta de jusant est également figuré en bas de plage, probablement alimenté par les galets prélevés au sein de la brèche. En 1877, cette brèche n’est plus représentée et a été vraisemblablement remblayée (fig. 6B). Cette évolution est confirmée par le Plan directeur de Brest levé en 1909 (fig. 6C) sur lequel le chenal de drainage adopte un « tracé en baïonnette » et sinue entre les deux cordons, interne et externe, avant de rejoindre la mer. En outre, le cordon externe s’est allongé vers l’est sur une centaine de mètres, témoignant d’une bonne alimentation sédimentaire. Enfin, la photographie prise en 1952 montre des changements géomorphologiques minimes par rapport à la situation de 1909 (fig. 6C et D). Quatre rides obliques témoignent d’un transit important de galets le long du cordon. Cette situation est confirmée par les observations sur le terrain effectuées au début des années 1950 par A. Guilcher et al. (1957). Ainsi, l’observation des cartes anciennes informe sur l’édification relativement récente et particulièrement rapide (à peine deux siècles) du cordon externe.

16Toutefois, cette tendance constructive s’inverse à partir des années 1960 (fig. 7). Le cordon externe subit un important recul provoqué par de fortes tempêtes survenues lors de marées de vive-eau en novembre 1967 (Berthois et Auffret, 1969). À partir de 1978, les vitesses de recul diminuent. Les principaux changements sont alors liés à l’ouverture d’une série de brèches à la racine du cordon externe, en 1986, 1990 puis 1993 (Hallégouët et Morel, 1994). En 1994, le cordon du Loc’h a fait l’objet de plusieurs mesures de restauration visant à remblayer artificiellement la brèche et à reprofiler le cordon. Ces opérations expliquent la stabilisation du cordon à la fin des années 1990. La tempête Johanna (10 mars 2008) s’est traduite par un nouvel épisode de recul (0,35 m en moyenne), notamment dans la partie médiane du cordon externe où il atteint 3,5 m par endroit.

Fig. 6 – Extraits de cartes anciennes et de photographie aérienne au Loc’h de Landévennec.
Fig. 6 – Old maps and aerial photographs of the Loc’h de Lendévennec.

Fig. 6 – Extraits de cartes anciennes et de photographie aérienne au Loc’h de Landévennec. Fig. 6 – Old maps and aerial photographs of the Loc’h de Lendévennec.

A : Carte de Beautemps-Beaupré levée en 1817. B : Carte hydrographique de Germain levée en 1877. C : Plan directeur de Brest levé en 1909. D : Extrait de la photographie aérienne de l’IGN de 1952. Le n° 1 marque l’emplacement du cordon interne et le n°2, l’emplacement du cordon externe.
A: Hydrographic maps drawn by Beautemps-Beaupré in 1817. B: Hydrographic map drawn by Germain in 1877. C: Military map of Brest region drawn in 1909. D: Aerial phorograph taken in 1952. Numbers 1 and 2 show the position of the inner and the outer gravel barrier, respectively.

Fig. 7 – Recul du cordon externe du Loc’h de Landévennec entre 1952 et 2012.
Fig. 7 – Retreat of the outer gravel barrier of Loc’h de Landévennec between 1952 and 2012.

Fig. 7 – Recul du cordon externe du Loc’h de Landévennec entre 1952 et 2012. Fig. 7 – Retreat of the outer gravel barrier of Loc’h de Landévennec between 1952 and 2012.

Les barres correspondent aux valeurs de recul mesurées par période. La courbe correspond aux valeurs de recul cumulées.
Bars represent the retreat values by period. Curve represents cumulative retreat values.

Évolution du bilan sédimentaire entre 2004 et 2012

17Le suivi topo-géomorphologique entrepris entre 2004 et 2012 montre une tendance générale à l’érosion. En décembre 2003, l’ouverture d’une brèche dans le cordon interne (fig. 5 et fig. 8) a facilité la vidange de l’étang du Loc’h et accéléré les courants de marée à son débouché, notamment lors du jusant. Sur la période d’observation, le chenal de marée (zone A ; fig. 9) s’est profondément encaissé dans l’estran. Les pertes sédimentaires sont estimées à 250 ± 20 m3. Au droit de la brèche, les courants de vidange sont venus saper progressivement le revers du cordon externe qui a perdu 470 ± 3 m3 entre février 2004 et mai 2012 (graphique B ; fig. 9). Le long de la brèche, les rives du chenal ont également perdu près de 120 ± 5 m3 de sédiments. Ces volumes ont alimenté un vaste delta de jusant en bas de l’estran, dont l’engraissement est d’environ 815 ± 20 m3 sur la période d’observation (graphique E ; fig. 9). La vasière du Loc’h a également subi une érosion importante (-570 ± 50 m3) liée à la formation de nouveaux chenaux de marée entre les mois d’octobre 2004 et d’avril 2005 puis à leur incision entre les mois de mai 2011 et mai 2012 (graphique D ; fig. 9). Plus fréquemment exondée, la vasière a été colonisée dans un premier temps par une végétation pionnière composée majoritairement de salicornes (Salicornia europaea), supplantée dans un second temps par la spartine alterniflore (Spartina alterniflora) à partir de 2008. Le sommet du cordon externe a été érodé par les vagues. La crête a été taillée en microfalaise d’érosion et a progressivement reculé jusqu’à disparaître totalement à partir d’octobre 2006 sur une section d’environ 50 m de longueur où s’est formée une amorce de brèche (profil 1 ; fig. 10). Cette zone a été franchie par les plus hauts jets de rive lors de la tempête du 10 mars 2008, conduisant à un transfert de matériel du haut de plage en direction du revers estimé à 45 ± 2 m3. Cette amorce de brèche s’est élargie entre mai 2011 et mai 2012 (graphique C ; fig. 9) du fait d’un démaigrissement important du haut de plage. Un transport longitudinal de matériel dirigé vers l’est, estimé à environ 200 m3, a été mis en évidence sur la période d’observation. Il illustre la faiblesse actuelle des apports de matériel frais à ce secteur littoral. Ces modifications géomorphologiques témoignent de la grande fragilité du cordon externe qui, n’étant plus que faiblement approvisionné par des apports sédimentaires en provenance de l’ouest, semble désormais très sensible au franchissement par les vagues de tempête et au recul.

Fig. 8 – Evolution géomorphologique observée par traitement numérique de photographies aériennes et levés topographiques entre 1978 et 2012 à proximité de la brèche ouverte dans le cordon interne.
Fig. 8 – Geomorphological changes observed by digital analysis of aerial photographs and topographic surveys between 1978 and 2012 around the breach opened in the outer gravel barrier.

Fig. 8 – Evolution géomorphologique observée par traitement numérique de photographies aériennes et levés topographiques entre 1978 et 2012 à proximité de la brèche ouverte dans le cordon interne. Fig. 8 – Geomorphological changes observed by digital analysis of aerial photographs and topographic surveys between 1978 and 2012 around the breach opened in the outer gravel barrier.

Fig. 9 – Résultats du suivi topo-géomorphologique effectué entre février 2004 et mai 2012 sur le site du Loc’h de Landévennec.
Fig. 9 – Results of topo-geomorphological survey realised between February 2004 and May 2012 on the Loc’h de Landévennec.

Fig. 9 – Résultats du suivi topo-géomorphologique effectué entre février 2004 et mai 2012 sur le site du Loc’h de Landévennec. Fig. 9 – Results of topo-geomorphological survey realised between February 2004 and May 2012 on the Loc’h de Landévennec.

Les cartes présentent la topographie du site et les zones d’abaissement et d’exhaussement topographique entre 2004 et 2012. Les graphiques montrent l’évolution du bilan sédimentaire des secteurs les plus mobiles au cours des neuf périodes d’observation.
Maps present the topography of the coastal area. Heightening and lowering area between 2004 and 2012 are expressed in grey colour scale. Graphs show the variations of the sediment budget on the most mobile areas.

Fig. 10 – Evolution du Loc’h de Landévennec entre juin 1967 et mai 2012 le long de profils topographiques.
Fig. 10 – Geomorphological changes of the Loc’h de Landévennec between June 1967 and May 2012 along two topographic profiles.

Fig. 10 – Evolution du Loc’h de Landévennec entre juin 1967 et mai 2012 le long de profils topographiques.Fig. 10 – Geomorphological changes of the Loc’h de Landévennec between June 1967 and May 2012 along two topographic profiles.

Discussion

La coupe du Loc’h : dépôts éémiens vs. dépôts holocènes

18Grâce aux vestiges organiques contenus dans l’US3 et le recours aux datations radiocarbone, l’analyse de la séquence stratigraphique étudiée au Loc’h permet de proposer un âge pour la mise en place du cordon interne. À la suite d’un étirement progressif de l’accumulation vers l’est, ce cordon primitif est venu barrer partiellement l’anse du Loc’h vers le IXe s. apr. J.-C. Un schorre s’est alors développé à l’abri des vagues dans la partie la plus orientale de l’anse (schéma A ; fig. 11). Ainsi, l’âge éémien du cordon interne avancé par B. Hallégouët et V. Morel (1994) peut être définitivement écarté. D’ailleurs, sur les rivages nord du Massif armoricain, les dépôts éémiens s’observent le plus souvent sous la forme de lambeaux de plage de sables et de galets conservés sur une plate-forme d’abrasion marine perchée à quelques mètres au-dessus des plus hautes mers actuelles. Ces témoins de l’optimum climatique éémien se trouvent notamment à la base de la coupe de l’Anse du Croc à Fréhel (Laforge, 2012 ; Laforge et Huet, sous presse) ou conservée dans une encoche marine à Piégu à Pléneuf-Val-André (Côtes-d’Armor ; Monnier et al., 2011). Cette dernière bénéficie d’une datation sur coquille de Cardium par ESR-U/Th lui attribuant un âge moyen de 122 ± 23 ka (Bahain et al., 2012). Sur quelques sites de la côte nord, on trouve également ces dépôts éémiens sous la forme d’un sol brun lessivé développé sur les dépôts saaliens sous-jacents (head ou lœss), comme c’est le cas à Nantois et aux Vallées à Pléneuf-Val-André (Côtes-d’Armor) et à Grainfollet à Saint-Suliac (Ile-et-Vilaine). Le long du littoral méridional et occidental, un ranker de type cryptopodzolique atlantique témoigne de cet interglaciaire notamment dans les séquences stratigraphiques de Gwendrez à Plouhinec (Finistère ; Laforge et Monnier, 2011). Enfin, des cordons littoraux fossiles, comme celui de l’Ile Blanche à Pleubian (Côtes-d’Armor), pourraient témoigner également de ce dernier interglaciaire mais, comme en atteste la présente étude, la prudence quant à ces calages chronologiques est nécessaire tant qu’aucun élément de datation n’est obtenu.

19Les fentes observées dans l’US3 (fig. 3B) ne peuvent pas être attribuées à des phénomènes cryogéniques (crydessicassion) compte tenu de l’ambiance climatique régnant sur l’Europe durant le haut Moyen Âge (Trouet et al., 2009). Ces formes résultent plus vraisemblablement d’un tassement du dépôt limono-sableux sous le poids du cordon de galets venu le recouvrir. De la même façon, la présence de blocs allochtones enchâssés au sommet de la vasière ne peuvent pas être associés à des dynamiques glacielles. Ils résultent probablement du déballastage occasionnel d’embarcations venues mouiller dans cette zone abritée (schéma B ; fig. 11). Il est vrai que les niveaux de blocs et galets allochtones ont souvent été utilisés dans les stratigraphies marines et littorales du nord du Finistère comme horizon repère, attestant de dynamiques glacielles lors d’épisodes interstadiaires de haut niveau marin durant le Pléistocène (Hallégouët et Van Vliet-Lanoë, 1986). Des blocs d’origine lointaine, comme les blocs de basalte à olivine en provenance d’Islande, ont également été observés sur les estrans de Bretagne et sont attribués à des dépôts glaciels (Didier et Jonin, 1966 ; Brousse et al., 1971, 1972 ; Bellon et al., 1988 ; Hallégouët et Van Vliet-Lanoë, 1989a et b). Toutefois, les auteurs ont fortement insisté sur les possibles confusions avec les dépôts anthropiques issus de certaines pratiques maritimes telles que le délestage. Jusqu’à une date relativement récente dans l’histoire de la navigation, les cales des navires marchands étaient chargées de galets prélevés sur l’estran ou sur les berges des cours d’eau qui servaient à assurer la stabilité des embarcations en l’absence de cargaison. Une partie de ce lest était ensuite abandonnée sur les estrans lors du chargement des navires, conduisant à un mélange de stocks sédimentaires de provenances diverses. Le site du Loc’h a été très certainement le lieu d’échanges maritimes durant le haut Moyen Âge, compte tenu de sa proximité avec l’abbaye de Landévennec dont la richesse reposait en partie sur l’exploitation forestière et le commerce du bois (Bardel, 1990). Plusieurs textes historiques datant du XVIIe s. font état de l’utilisation des cordons littoraux (sillon du Pal, tombolo de Tibidy) comme quai de déchargement (Bardel et Pérennec, 2004). Depuis l’abbaye, des bacs assuraient également les dessertes de proximité et la continuité des routes terrestres (Cadiou, 1997). Ainsi, il n’est pas difficile d’imaginer que, dès le haut Moyen Âge, l’anse du Loc’h constituait un havre tout à fait favorable au mouillage de navires commerciaux ayant recours aux délestages. Si l’on se réfère à la nature pétrographique des galets exogènes identifiés dans la coupe du Loc’h, ce transport maritime était réalisé sur de courtes distances, se cantonnant essentiellement à la rade de Brest et aux côtes occidentales de Bretagne.

Fig. 11 – Séquence schématique d’évolution sur le site du Loc’h de Landévennec.
Fig. 11 – Schematic sequence of coastal changes on Loc’h de Landévennec.

Fig. 11 – Séquence schématique d’évolution sur le site du Loc’h de Landévennec.Fig. 11 – Schematic sequence of coastal changes on Loc’h de Landévennec.

Un indice supplémentaire de fortes tempêtes médiévales ?

20À partir du XIIe s. apr. J.-C., le cordon primitif aurait subi une succession d’épisodes de recul se soldant par l’étalement du cordon vers l’intérieur de l’anse (schéma C ; fig. 11), peut-être sous l’effet de tempêtes particulièrement violentes ayant amorcé cette dynamique. Ce démantèlement pourrait être un indice supplémentaire des épisodes tempétueux particulièrement violents qui semblent avoir touché les côtes occidentales de la Bretagne entre le XIe s. et le début du XIIe s. S.K. Haslett et E.A. Bryant (2007) ont fait récemment une compilation des événements tempétueux enregistrés dans les stratigraphies côtières au cours du dernier millénaire sur les côtes atlantiques du sud-ouest de l’Angleterre, de l’Irlande et de la Bretagne. Pour cette dernière, les auteurs disposent de trois niveaux stratigraphiques indicateurs de tempêtes dont deux sont datés dans une fourchette de temps correspondant à la phase de recul et d’érosion du cordon du Loc’h. L’un de ces niveaux est situé sur la plage sableuse de Porz-Carn (Penmarch) dont les dunes, taillées en falaise d’érosion, montrent un niveau de graviers de 80 cm d’épaisseur inter-stratifié dans les dépôts éoliens. Les mollusques marins contenus dans ce dépôt de tempête ont été datés par P.-R. Giot (1998), livrant une date de 1100 +/- 90 ans BP, soit 1070-1428 apr. J.-C. en prenant en compte l’effet réservoir. Le second niveau de tempête a été étudié par R.J.N. Devoy et al. (1996) dans la baie des Trépassés (Plogoff) et correspond à une couche de sables marins recouvrant des dépôts tourbeux d’arrière-cordon dont le contact a été daté à 840 BP, soit 1068-1265 apr. J.-C. Le site du Loc’h livre donc un troisième indice indirect de tempêtes qui se situeraient entre 1070 et 1157 apr. J.-C., si l’on tient compte des différentes fourchettes d’incertitude livrées par les datations radiométriques.

Un cycle d’édification et de démantèlement de cordons littoraux particulièrement rapide

21L’édification d’un second cordon littoral dans l’anse du Loc’h s’est effectuée entre le XIXe s. et le XXe s. et suggère un cycle de démantèlement et de reconstitution particulièrement rapide, de l’ordre du millénaire seulement. Ce constat contraste avec les résultats obtenus par P. Stéphan (2011a) sur trois autres secteurs littoraux de la rade de Brest où l’analyse du remblaiement sédimentaire des marais maritimes a révélé le maintien et la relative stabilité des accumulations de galets sur une échelle de temps de plusieurs millénaires. Le Loc’h de Landévennec apparaît donc comme un cas particulier à la rade de Brest où la dynamique d’édification et de démantèlement des cordons littoraux est relativement rapide, notamment au cours du dernier millénaire. Cette particularité s’explique peut-être par la lithologie originale des falaises qui alimentent ce secteur côtier en matériel sédimentaire, conduisant à une forte variabilité temporelle dans les volumes délivrés à la côte, comme cela a été observé par D.L. Forbes et al. (1991) et J.D. Orford et al. (1991) sur les côtes de Nouvelle-Ecosse. En effet, la zone d’alimentation du secteur du Loc’h se compose de falaises meubles qui recouvre un substrat géologique dont la topographie est fortement marquée par une succession de saillants, formés par les quartzites, et de dépressions creusées dans les schistes tendres du Gédinnien (Melou et Plusquellec, 1980). Le recul progressif du matériel meuble a entraîné la mise en saillie des bandes de quartzite qui forment désormais de véritables pointes rocheuses jouant le rôle d’épis naturels et faisant obstacle au transit sédimentaire le long de la côte. L’exemple le plus probant se situe vers la pointe de Lomergat, à l’ouest du Loc’h de Landévennec (fig. 12E). L’apparition progressive de ces pointes rocheuses est susceptible d’expliquer les pulsations dans l’alimentation du cordon du Loc’h. À cela s’ajouterait la forte variabilité temporelle du recul des falaises, liée à des facteurs climatiques (variation des précipitations contrôlant les processus subaériens et les glissements en pied de falaise) ou à des facteurs d’ordre lithologique (structure interne des formations meubles et présence locale de niveaux indurés s’opposant au recul ; Lee, 2008). Ces pulsations touchent probablement à leur fin, la côte étant aujourd’hui très irrégularisée et la fourniture de matériel par les falaises étant moins importante et moins fréquente du fait du développement d’un large platier atténuant l’action des vagues en pied de falaise (Stéphan, 2011b). Il est donc peu probable que l’épisode d’édification observé après le Moyen Âge se reproduise à l’avenir.

Fig. 12 – Photographies illustrant les étapes d’évolution observées récemment au Loc’h de Landévennec.
Fig. 12 – Photographs illustrating the most important coastal changes observed at Loc’h de Landévennec.

Fig. 12 – Photographies illustrant les étapes d’évolution observées récemment au Loc’h de Landévennec. Fig. 12 – Photographs illustrating the most important coastal changes observed at Loc’h de Landévennec.

A : Vasière du Loc’h en 2006, encore vierge de toute végétation. B : Vasière du Loc’h en 2012 en cours de végétalisation par la spartine alterniflore. C : Amorce de brèche liée à la disparition de la microfalaise au sommet du cordon externe. D : Chenal de marée incisé dans la vasière du Loc’h en 2012. E : Pointe de Lomerguat où les bandes de quartzites du Gédinnien très résistantes à l’érosion forment une série d’épis naturels qui s’opposent au transit sédimentaire le long du rivage tandis que les falaises taillées dans les schistes poursuivent leur recul et livrent du matériel à la côte.
A: Central mudflat of the seawater pond without vegetation cover in 2006. B: Central mudflat colonised by Spartina alterniflora in 2012. C: Breach initiation related to the erosion of the upper part of the outer gravel barrier. D: Tidal channels development in the central mudflat in 2012. E: Rocky point of Lomerguat where high resistant Gedinnian Quartzites represent a set of natural groins blocking longshore drift.

La faible résilience des cordons du Loc’h

22Les cordons de galets se caractérisent généralement par une forte résilience, c’est-à-dire une bonne capacité de résistance et un fort potentiel de récupération à la suite d’événements paroxysmiques (Orford, 2011). Un tel comportement morpho-dynamique n’est pas rencontré sur le site du Loc’h où les tempêtes conduisent inévitablement au démantèlement complet des cordons de galets. Les évolutions enregistrées au cours des dernières décennies témoignent de cette faible résilience. Après la tempête de novembre 1967, le cordon externe a manifesté de nombreux signes de dysfonctionnement, notamment le franchissement régulier de sa crête par les vagues et l’ouverture répétée de brèches à la fin des années 1980 et au début des années 1990. Sans interventions anthropiques visant à restaurer le site (reprofilage, remblaiement des brèches), le cordon n’aurait jamais recouvré sa forme initiale. Plus récemment, la tempête Johanna du 10 mars 2008, considérée comme l’un des événements les plus morphogènes de ces dernières décennies sur les côtes bretonnes (Cariolet et al., 2010), a eu un impact érosif important au Loc’h de Landévennec (profil 1 ; fig. 10). Les vagues de tempête ont largement franchi les zones les plus surbaissées du cordon, notamment là où s’est progressivement développée une amorce de brèche (fig. 12C). La tempête s’est soldée par un démaigrissement du haut de plage et le transfert d’une partie de ce matériel sur le revers. En l’absence de nouvelles opérations de reprofilage, il est peu probable que cette portion du cordon retrouve son profil d’origine et que l’amorce de brèche se remblaie naturellement. Les épisodes de recul sont désormais plus fréquents et pourraient se traduire à l’avenir par l’ouverture d’une véritable brèche conduisant à l’étalement du cordon externe vers l’intérieur de l’anse, identique à celui attribué au haut Moyen Âge à partir des données stratigraphiques.

Quel devenir pour le marais maritime ?

23Les observations réalisées entre 2004 et 2012 font état d’une situation particulièrement inquiétante en ce qui concerne le maintien de la richesse écologique du marais maritime dans la prochaine décennie. L’ouverture de la brèche dans le cordon interne en décembre 2003 a entraîné d’importants changements dans le fonctionnement hydrologique de l’étang du Loc’h, notamment un meilleur drainage de la vasière par la formation puis l’incision de chenaux. La vidange complète de la vasière à chaque basse mer a entraîné la disparition de Ruppia maritima, une espèce végétale caractéristique des milieux saumâtres dont l’habitat est considéré d’intérêt prioritaire au titre de Natura 2000 (Bougault et al., 2004). Exondées à chaque basse mer, les vastes superficies de vase nue constituent désormais un substrat tout à fait favorable à l’extension de Spartina alterniflora (fig. 12A et B), une graminée invasive d’origine américaine qui colonise depuis les années 1960 l’ensemble des slikkes et des schorres de la rade de Brest, transformant les prés salés en vastes prairies mono-spécifiques. Le développement de la spartine est particulièrement problématique sur le site du Loc’h car il pourrait conduire à la disparition locale du petit statice (Limonium humile), une lavande de mer endémique de la rade de Brest (Quéré et al., 2008).

Conclusion

24L’analyse stratigraphique des dépôts mis au jour sur le site du Loc’h de Landévennec a permis de repérer la présence d’un premier cordon de galets en arrière duquel s’est développé un schorre entre 889 et 1157 apr. J.-C. Ce cordon a subit ensuite un recul important et un démantèlement complet, probablement à l’occasion de violentes tempêtes, également reconnues par S.K. Haslett et E.A. Bryant (2007) dans d’autres stratigraphies de Bretagne occidentale et se situant vraisemblablement entre 1070 et 1157 apr. J.-C. Entre le début du XIXe s. et les années 1960, l’étude des cartes anciennes indique une fermeture progressive de l’anse du Loc’h par la mise en place du cordon externe et son allongement progressif vers l’est grâce à une bonne alimentation sédimentaire. Ces résultats suggèrent donc un cycle de démantèlement et de reconstitution des cordons littoraux particulièrement rapide, de l’ordre du millénaire seulement. Toutefois, cette tendance constructive s’est inversée à partir de novembre 1967 à la suite d’un épisode particulièrement fort de franchissement par les vagues (Berthois et Auffret, 1969). Cette date marque le point de départ d’une série de dysfonctionnements qui ont abouti à l’ouverture successive de brèches au cours des années 1980 et 1990. Malgré les opérations de restauration ayant permis le remblaiement de ces brèches et le reprofilage du cordon dans les années 1990, ce dernier reste très sensible à l’érosion marine, comme le montre le suivi topo-géomorphologique entrepris entre 2004 et 2012.

25Le démantèlement répété du cordon du Loc’h, depuis l’époque médiévale jusqu’à aujourd’hui, soulignent sa faible résilience. Toutefois, cette caractéristique morpho-dynamique ne doit pas être généralisée à l’ensemble des cordons de galets, qui montrent généralement une bonne capacité de régénération après des épisodes très morphogènes. Une fois érodée par les vagues, la crête des cordons tend généralement à se reconstituer d’elle-même. Le Sillon de Talbert en constitue un bon exemple. Quelques mois seulement après la tempête Johanna de mars 2008, qui avait causé un recul et un écrêtement du cordon sans équivalent depuis plusieurs décennies, la crête a regagné plusieurs décimètres de hauteur (Stéphan et al., 2010). Il est donc rarement nécessaire d’avoir recours à des méthodes de protection contre l’érosion marine. En outre, les aménagements côtiers réalisés sur les cordons de galets sont généralement coûteux et rarement efficaces. Ils entravent bien souvent les processus naturels de remontée des galets en haut de cordon (Pinot, 1998). Par conséquent, les interventions de restauration doivent être réservées aux accumulations les plus sensibles et les plus fragiles. Déterminer la résilience des cordons de galets représente donc un véritable enjeu en matière d’aménagement et de gestion des côtes graveleuses.

Les auteurs tiennent à remercier chaleureusement Serge Suanez et Bernard Fichaut (LETG-Géomer, UMR 6554 CNRS) pour leur contribution aux relevés topo-géomorphologiques et les améliorations qu’ils ont apportés au texte, Bernard Hallégouët pour la détermination pétrographique des galets et sa participation aux relevés stratigraphiques, Vincent Bernard (CREAAH, UMR 6566 CNRS) pour la détermination des bois et Ronan Pérennec (Centre départemental d’archéologie, Conseil Général du Finistère) pour ses connaissances sur les époques médiévales et ses orientations bibliographiques. Les datations ont été obtenues grâce au programme ARTEMIS. Les trois relecteurs anonymes sont grandement remerciés pour leur travail attentif et minutieux et les nombreuses remarques qui ont permis d’améliorer le texte et les illustrations.

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Annexe

Abridged English version

This study focuses on the morphological changes of Loc’h de Landévennec, a coastal site located in the Bay of Brest (Brittany, France). This site shows the juxtaposition of two opposite gravel spits sheltering a coastal lagoon characterised by a central tidal mudflat and marginal salt marshes. During last decades, several studies have attempted to explain the formation of this original gravel barriers system. A. Guilcher et al. (1957) explained the formation of this opposite gravel spits by variations in the dominant directions of longshore drift during the late-Holocene period, while B. Hallégouët and V. Morel (1994) suggested an Eemian age of the inner gravel barrier and an unidirectional longshore drift from the west during each interglacial high sea-level stand. However, no absolute or relative dating has been used to prove this hypothesis. Other previous studies also insisted on the recent erosional tendency of this coastal area (Berthois and Auffret, 1969; Morel, 1993, 1997) related to a scarcity of sediment caused by anthropogenic forcing.

During the last ten years, the acquisition of new data compiling stratigraphic analysis of sedimentary records, study of old maps, digital processing of aerial photographs and topomorphological monitoring of the foreshore conducted between 2004 and 2012, lead to propose a new interpretation of the formation of the gravel barriers system, and of the morphological evolution of the coastal area at long- (103 years), mid- (102 years) and short- (101 years) timescales.

The stratigraphic analysis is based on the study of a 45-m long section of coastal sediments located in the oriental part of the study area. The sedimentary sequence is characterised by some coarse gravels corresponding to the inner gravel barrier. In the cross-sectional dimension, the coarse material show a lithostratigraphic organisation interpreted as barrier retreat features related to rollover processes. Two radiocardon dates obtained from wood fragments located at the bottom and at the top of an underlying sandy-clay organic-rich layer give an age of AD 889-1023 and AD 1023-1157, respectively. These results lead to exclude an Eemian age of the inner gravel barrier as proposed by B. Hallégouët and V. Morel (1994). Analysis of fossil foraminifera assemblages and use of the foraminifera-based transfer function developed by P. Stéphan (2011a) in the Bay of Brest demonstrates that the underlying deposit corresponds to a salt-marsh environment initially protected by the inner gravel barrier. The destruction of this barrier appears to take place from the 11th-12th c. AD and could be related to important variations in sediment supply from periglacial cliffs, associated to extreme storm events. Storm deposits from the end of the early middle ages has been recognised by P.-R. Giot (1998) and R.J.N. Devoy et al. (1996) in other coastal stratigraphies in the western part of Brittany. This period is obviously characterised by a high storminess in the western France. The presence of allochtonous pebbles at the top of the sandy-clay organic-rich layer is interpreted as an anthropogenic deposit resulting from navigation practices such as unballasting.

Morphological evolution during the last two centuries were studied from old maps drawn between 1817 and 1910. These documents show the gradual extension of the outer barrier to the east during the 18th c. due to important longshore sediment supplies from periglacial cliffs located to the west. The quantification of the recent retreat of the outer barrier was performed using a set of aerial photographs taken between 1952 and 2000. The photographs were numerised with high resolution to obtain a pixel size of 0.5 m. They were then rectified with ArcGIS® software based on the 2002 orthophoto mosaic by selecting a series of well-distributed control points and integrated into a geographic information system (GIS). The landward base of the barrier was used as shoreline marker. Errors related to image rectification and shoreline digitizing are always less than ±0.5 m. Results show an important retreat of the barrier between 1952 and 1978 caused by an extreme storm event in November 1967. The mean retreat is around 9 m and topographical survey undertaken by L. Berthois and G. Auffret (1969) indicates a lowering of the crest of about 1 m. After this event, rates of landward migration decreased but the barrier has experienced a set of breaches opened in 1986, 1990, and 1994. Sediment feeding and reprofiling operations were run to protect artificially the barrier. This evolution illustrates the low resilience of the outer barrier.

Between 2004 and 2012, a topomorphological survey was realised using a Trimble 5700/5800 Differential GPS in Real Time Kinematic (RTK) mode. Each DGPS measurement was calibrated using the geodesic markers from the French datum and the geodesic network provided by the IGN (Institut Géographique National) located near study areas. A set of kriging interpolation models supporting breaklines was constructed using Surfer 8.0 software. Data point observations were converted into 0.5 m continuous field grids (altitude matrices). Morphological changes were analysed by calculating the volumetric difference between surfaces. Results clearly show a sediment budget deficit related to the opening of a breach in the inner gravel barrier in December 2003. This breach has led to the complete draining of the seawater pond during low-tide levels, promoting the erosion of the outer barrier by tidal currents and the incision of an ebb channel on the beach. Volume of sediments eroded from the outer barrier is around 470 m3 between February 2004 and May 2012. At the base of the tip of the outer gravel barrier, an ebb delta was built by the accumulation of eroded material. Volumes accumulated here are estimated to 815 m3 between February 2004 and May 2012. Inside the coastal lagoon, morphological changes are characterised by the formation of tidal channels on the mudflat, causing exportation of fine sediment estimated to 570 m3. A gradual transformation of the mudflat to salt-marshes environment is also observed with the rapid extent of Spartina alterniflora and the extinction of Ruppia maritima and Salicornia europaea. Biodiversity loss is suspected. Finally, outer gravel barrier show an erosional tendency during the period of measurement, especially since the storm Johanna (10 March 2008). This overwash event caused a localised retreat of the barrier by rollover. The gradual lowering of the crest and the erosion of the upper part of the outer barrier was recorded between December 2007 and May 2012. This recent changes illustrate the morphological instability of the coastal area which may require future human interventions in the next few years.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Localisation et présentation du site d’étude. Fig. 1 – Location and presentation of the study area.
Légende A : Carte de localisation du site du Loc’h de Landévennec en rade de Brest. B : Carte détaillée de l’anse du Loc’h à Landévennec. 1 : espace subtidal ; 2 : estran ; 3 : platier rocheux ; 4 : falaises ; 5 : schorre. 6 : vasière ; 7 : cours d’eau ; 8 : habitations ; 9 : voies de communication.A. Location map of Loc’h de Landévennec in the Bay of Brest. B. Detailed map of the Loc’h de Landévennec. 1: subtidal zone; 2: intertidal zone; 3: rocky platform; 4: cliffs; 5: salt-marsh; 6: mudflat; 7: coastal rivers; 8: houses; 9: roads.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-1.png
Fichier image/png, 460k
Titre Fig. 2 – Photographies du site du Loc’h de Landévennec. Fig. 2 – Photographs of Loc’h de Landévennec.
Légende A : Vue aérienne oblique du site dans les années 1980. B : Vue oblique du site en 1997 indiquant la vidange partielle de l’étang du Loc’h, même lors des basses mers de vive-eau. C : Vue oblique du site en 2011 indiquant la vidange et l’assèchement complet de l’étang du Loc’h à chaque basse mer depuis la rupture du cordon interne en décembre 2003. D : Cliché de terrain à proximité de la brèche ouverte dans le cordon interne du Loc’h de Landévennec.A: Aerial view taken at the end of the 1980s. B: Oblique view taken in 1997 indicating the partial draining of the sea-water pond during low spring-tide levels. C: Oblique view taken in 2011 showing the complete draining and drying of the seawater pond during low tide levels since the breach opened in the inner gravel barrier in December 2003. D. Field photograph taken near the breach opened in the inner gravel barrier.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-2.png
Fichier image/png, 968k
Titre Fig. 3 – Photographies des dépôts mis au jour dans la partie orientale du Loc’h de Landévennec. Fig. 3 – Phototographs of coastal deposits in the oriental part of Loc’h de Landévennec.
Légende A : Vue de la section vive étudiée. B : Stratigraphie des dépôts au niveau du sondage S1 et localisation des points d’échantillonnages. Vue des différents niveaux sédimentaires étudiés. 1 : limites stratigraphiques ; 2 : points d’échantillonnage sédimentaire ; 3 : fragments de bois prélevés pour datation radiocarbone.A: Cross-section studied. B: Sedimentary layers studied around core S1 and location of sampling points. 1: stratigraphic limits; 2: sediment sampling points; 3: wood fragments sampled for radiocarbon dating.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-3.png
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Titre Fig. 4 – Lithostratigraphie et biostratigraphie de la coupe du Loc’h de Landévennec. Fig. 4 – Lithostratigraphy and biostratigraphy of the cross-section of Loc’h de Landévennec.
Légende A : Localisation de la séquence stratigraphique du Loc’h de Landévennec. B : Stratigraphie des dépôts sédimentaires. L’indication « US » signifie « unité stratigraphique ». 1 : matériel périglaciaire ; 2 : fente de cryodessication et limite entre deux coulées périglaciaires ; 3 : niveau de blocs ; 4 : graviers et petits galets ; 5 : matériel argilo-limoneux organique ; 6 : niveau de galets allochtones ; 7 : graviers et galets emballés dans une matrice argilo-limoneuse ; 8 : galets sans matrice ; 9 : lits de galets inclinés. C : Résultats des analyses granulométriques et bio-stratigraphiques (foraminifères) réalisées sur les unités stratigraphiques 2 à 4 de la coupe.A: Location of the stratigraphic sequence of Loc’h de Landévennec. B: Stratigraphy of coastal deposits. « US » correspond to « stratigraphic unit ». 1: periglacial deposits; 2: cryodessication features; 3: blocks; 4: gravels and pebbles; 5: organic silty clay; 6: level of allochthonous pebbles; 7: gravels and pebbles in a silty-clay matrix; 8: gravels and pebbles without matrix; 9: inclined pebbles beds.). C: Results of sedimentological and foraminifer analysis.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-4.png
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Titre Fig. 5 – Organisation transversale des dépôts sédimentaires observée le long de la brèche ouverte en décembre 2003 dans le cordon interne du Loc’h de Landévennec.Fig. 5 – Cross-section studied along the breach opened in December 2003 in the inner gravel barrier of Loc’h de Landévennec.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-5.png
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Titre Fig. 6 – Extraits de cartes anciennes et de photographie aérienne au Loc’h de Landévennec. Fig. 6 – Old maps and aerial photographs of the Loc’h de Lendévennec.
Légende A : Carte de Beautemps-Beaupré levée en 1817. B : Carte hydrographique de Germain levée en 1877. C : Plan directeur de Brest levé en 1909. D : Extrait de la photographie aérienne de l’IGN de 1952. Le n° 1 marque l’emplacement du cordon interne et le n°2, l’emplacement du cordon externe.A: Hydrographic maps drawn by Beautemps-Beaupré in 1817. B: Hydrographic map drawn by Germain in 1877. C: Military map of Brest region drawn in 1909. D: Aerial phorograph taken in 1952. Numbers 1 and 2 show the position of the inner and the outer gravel barrier, respectively.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-6.png
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Titre Fig. 7 – Recul du cordon externe du Loc’h de Landévennec entre 1952 et 2012. Fig. 7 – Retreat of the outer gravel barrier of Loc’h de Landévennec between 1952 and 2012.
Légende Les barres correspondent aux valeurs de recul mesurées par période. La courbe correspond aux valeurs de recul cumulées.Bars represent the retreat values by period. Curve represents cumulative retreat values.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-7.png
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Titre Fig. 8 – Evolution géomorphologique observée par traitement numérique de photographies aériennes et levés topographiques entre 1978 et 2012 à proximité de la brèche ouverte dans le cordon interne. Fig. 8 – Geomorphological changes observed by digital analysis of aerial photographs and topographic surveys between 1978 and 2012 around the breach opened in the outer gravel barrier.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-8.png
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Titre Fig. 9 – Résultats du suivi topo-géomorphologique effectué entre février 2004 et mai 2012 sur le site du Loc’h de Landévennec. Fig. 9 – Results of topo-geomorphological survey realised between February 2004 and May 2012 on the Loc’h de Landévennec.
Légende Les cartes présentent la topographie du site et les zones d’abaissement et d’exhaussement topographique entre 2004 et 2012. Les graphiques montrent l’évolution du bilan sédimentaire des secteurs les plus mobiles au cours des neuf périodes d’observation. Maps present the topography of the coastal area. Heightening and lowering area between 2004 and 2012 are expressed in grey colour scale. Graphs show the variations of the sediment budget on the most mobile areas.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-9.png
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Titre Fig. 10 – Evolution du Loc’h de Landévennec entre juin 1967 et mai 2012 le long de profils topographiques.Fig. 10 – Geomorphological changes of the Loc’h de Landévennec between June 1967 and May 2012 along two topographic profiles.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-10.png
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Titre Fig. 11 – Séquence schématique d’évolution sur le site du Loc’h de Landévennec.Fig. 11 – Schematic sequence of coastal changes on Loc’h de Landévennec.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-11.png
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Titre Fig. 12 – Photographies illustrant les étapes d’évolution observées récemment au Loc’h de Landévennec. Fig. 12 – Photographs illustrating the most important coastal changes observed at Loc’h de Landévennec.
Légende A : Vasière du Loc’h en 2006, encore vierge de toute végétation. B : Vasière du Loc’h en 2012 en cours de végétalisation par la spartine alterniflore. C : Amorce de brèche liée à la disparition de la microfalaise au sommet du cordon externe. D : Chenal de marée incisé dans la vasière du Loc’h en 2012. E : Pointe de Lomerguat où les bandes de quartzites du Gédinnien très résistantes à l’érosion forment une série d’épis naturels qui s’opposent au transit sédimentaire le long du rivage tandis que les falaises taillées dans les schistes poursuivent leur recul et livrent du matériel à la côte. A: Central mudflat of the seawater pond without vegetation cover in 2006. B: Central mudflat colonised by Spartina alterniflora in 2012. C: Breach initiation related to the erosion of the upper part of the outer gravel barrier. D: Tidal channels development in the central mudflat in 2012. E: Rocky point of Lomerguat where high resistant Gedinnian Quartzites represent a set of natural groins blocking longshore drift.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10246/img-12.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Pierre Stéphan et Marine Laforge, « Mise au point sur l’évolution géomorphologique et le devenir des flèches de galets du Loc’h de Landévennec (Bretagne, France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 19 - n° 2 | 2013, 191-208.

Référence électronique

Pierre Stéphan et Marine Laforge, « Mise au point sur l’évolution géomorphologique et le devenir des flèches de galets du Loc’h de Landévennec (Bretagne, France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 19 - n° 2 | 2013, mis en ligne le 26 août 2015, consulté le 30 avril 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/10246 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10246

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Auteurs

Pierre Stéphan

Laboratoire de Géographie Physique (UMR 8591 CNRS) – 1, place Aristide Briand – 92195 Meudon Cedex (stephan.pierre00@gmail.com).

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Marine Laforge

Laboratoire Creaah (UMR 6566 CNRS) – 263, avenue du général Leclerc – Campus de Beaulieu – Université de Rennes 1 – CS74205 – 35042 Rennes Cedex.

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Droits d’auteur

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