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Évolutions des accumulations littorales et relations avec les dynamiques d'avant-plage dans l'archipel des Glénan (Sud-Finistère, France)

Coastal accumulation evolutions and relationships with the nearshore dynamics within the Glénan archipelago (South-Finistère, France)
Alain Hénaff, Yannick Lageat, Bernard Hallégouët, Marie Jabbar, Nathalie Delliou et Marion Diard
p. 359-384

Résumés

Au sein des systèmes littoraux, les relations de dépendance entre les accumulations littorales et leur avant-plage restent souvent délicates à cerner. Les besoins de connaissance demeurent donc importants car leur compréhension est à même d'alimenter la réflexion sur la gestion des évolutions littorales. C'est le cas pour les littoraux des îles de l'archipel des Glénan dans le sud du Finistère, en particulier au sein de la Réserve Naturelle, où des observations des évolutions côtières sont réalisées à différentes échelles de temps et d'espaces. Sur la base d'une analyse de cartes anciennes et de clichés aériens, les évolutions diachroniques du trait de côte de certaines des îles sont retracées. Elles sont mises en relation avec les modifications morphologiques des fonds sédimentaires, en particulier avec les migrations lentes de bancs et de dunes hydrauliques sableux. Les bilans qui en résultent montrent les liens de dépendance entre les plages adjacentes d'une même île, entre les accumulations d'îles voisines et, au final, entre la mobilité des accumulations sous-marines et celle des accumulations littorales de l'ensemble de l'archipel. Au sein de ce système littoral, si des événements météo-marins sont à l'origine de retraits rapides du trait de côte, les migrations lentes des accumulations sous-marines dans l'archipel définissent, sur des périodes plus longues, des conditions favorables à l'érosion ou l’accrétion des rivages. Ce sont là des conditions dont il est nécessaire de tenir compte dans la perspective de la gestion des évolutions des rivages des îles et des îlots de l'archipel.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 7 juillet 2015, reçu sous sa forme révisée le 12 novembre 2015, définitivement accepté le 14 novembre 2015.

Texte intégral

Les auteurs ont particulièrement apprécié les comptes-rendus des deux relecteurs anonymes de la première version de cet article. Ils souhaitent les en remercier car leurs suggestions, leurs questions et remarques constructives ont permis d’en améliorer sensiblement le contenu. Par ailleurs, nos remerciements s’adressent également aux gestionnaires de la Réserve Naturelle de Saint-Nicolas-des-Glénan et à la mairie de Fouesnant qui, pour les besoins de l’étude, mettent à notre disposition leurs embarcations, nous permettant d’accéder autant que nécessaire sur l’archipel, ainsi que leur grande connaissance du milieu.

1. Introduction

1La compréhension de la mobilité actuelle des littoraux d'accumulation, particulièrement leur érosion, est une préoccupation commune des géomorphologues et des gestionnaires des espaces côtiers. Aux premiers, il est souvent demandé d'en diagnostiquer les causes et les mécanismes. À partir de ces connaissances, les seconds doivent dorénavant répondre de manière ajustée et raisonnable par des mesures et des techniques de protection côtière adaptées et aux conséquences limitées sur le milieu et sa dynamique. La question est complexe puisque ces évolutions sont, à toutes les échelles de temps (géologique, séculaire, pluri-annuelle, événementielle, etc), dépendantes des bilans sédimentaires, de la variabilité des forçages climato-océaniques et météo-marins ainsi que des impacts plus ou moins marqués des actions anthropiques sur ces milieux sensibles (Fenster et Dolan, 1993 ; Talley et al., 2003 ; Suanez, 2009 ; Hénaff, 2012 ; Hénaff et al. 2013 ; Brunel et al., 2014). Parallèlement, ces évolutions s'inscrivent nécessairement au sein des dynamiques d'un même système littoral (Pinot, 1998). Elles sont donc tributaires des évolutions des compartiments littoraux adjacents et des avant-plages (Cowell et Thom, 1994 ; Pinot, 1998 ; Costa et al., 2005 ; Cowell et al., 2003 ; Aernouts et Héquette, 2006 ; Jabbar et al., 2015). Ces relations de dépendance restent, bien souvent, délicates à mettre en évidence en raison des temps de latence pouvant exister entre les réactions propres à chacun de ces compartiments. Les besoins de connaissance en ce domaine demeurent donc importants (Horillo-Caraballo et Reeve, 2008 ; Short et Jackson, 2013).

2Ces questions sont posées pour les rivages sableux des îles de l'archipel des Glénan dans le sud du Finistère (fig. 1), notamment dans le cadre de la gestion de la Réserve Naturelle (Bioret et Delliou, 2011).

Fig. 1 – L'archipel des Glénan au nord du golfe de Gascogne à moins d'une dizaine de milles au sud des rivages méridionaux de Bretagne.
Fig. 1 – The Glénan archipelago at the north of the bay of Biscaye, about 10 nM off the southern coast of Brittany.

Fig. 1 – L'archipel des Glénan au nord du golfe de Gascogne à moins d'une dizaine de milles au sud des rivages méridionaux de Bretagne. Fig. 1 – The Glénan archipelago at the north of the bay of Biscaye, about 10 nM off the southern coast of Brittany.

A : caractéristiques des houles au point Anemoc Coast 2650 ; B : rose des vents au sémaphore de Penmarc’h.
A: Waves rose (Anemoc point Coast 2650); B: Wind rose at Penmarc’h.

3Selon les périodes et selon les îles ou les sections du rivage de chacune des îles, les accumulations littorales connaissent des phénomènes d'érosion ou d'accrétion (Guilcher, 1948 ; Denize, 1984 ; Hallégouët, 2001). On constate en effet, au travers des évolutions de la position du trait de côte au niveau des accumulations intertidales des îles et des îlots, qu'il existe une diversité assez importante de comportements en termes d'érosion et d'engraissement. Surtout, ces tendances évolutives ne sont pas souvent synchrones : au cours d’une période donnée, les différentes plages d’une même île connaissent souvent des évolutions opposées ; il en est de même à l'échelle de l'archipel où le comportement des accumulations littorales d'îles différentes n'est pas concordant dans le temps. Ces observations ont, jusqu'à présent, conduit à considérer ces dynamiques comme étant propres à chaque île et relevant, par conséquent, de différences d'exposition de leurs rivages par rapport aux houles (Auzel, 1960 ; Morinière, 1983 ; Denize, 1984). La compréhension des modalités contrastées et déphasées de ces évolutions pose, en réalité, la question des sources d'alimentation de ces accumulations littorales en sédiments et de la variabilité des apports au cours du temps. Ce sont elles qui font se succéder les phases d’engraissement puis d'amaigrissement. Dans la région périphérique du nord de l'archipel, à partir des photographies aériennes, il est possible d'observer la migration de bancs sableux sous-marins. Sur les fonds compris entre 5 et 15 m du pourtour de l’archipel, Erhold et al. (2006) ont pu également caractériser de telles migrations à l’aide de levés bathymétriques et d’imagerie. L'analyse présentée ici s'attache au comportement des fonds sédimentaires en continuité avec les accumulations intertidales du pourtour et du centre de l'archipel où s'observent également des bancs et des dunes hydrauliques mobiles. Dans l'objectif de déterminer l'origine des évolutions littorales et de mieux comprendre les relations de dépendance entre plages et avant-plages afin d'adapter la gestion locale, une analyse géomorphologique diachronique est proposée. Elle est réalisée à trois échelles spatiales imbriquées :

  • à l'échelle locale, les évolutions de la ligne de rivage des quatre plages de l'île de Saint-Nicolas, du banc sableux de Guiriden et des plages occidentales de Penfret au nord de l'archipel sont étudiées sur la période historique récente (depuis le milieu ou la fin du XVIIIe siècle) et les dernières décennies (depuis 1927). Pour Saint-Nicolas, cet examen est complété par un suivi topographique saisonnier des plages réalisé depuis 2011 ;

  • à l'échelle de chaque île, l'analyse porte ensuite sur le synchronisme ou le déphasage des évolutions de chaque plage, et, dans la mesure du possible, sur les liens de dépendance en termes de bilan sédimentaire entre plages mitoyennes ;

  • enfin, à l'échelle de l'archipel, la dynamique des fonds sédimentaires est analysée de façon à comprendre les modalités et le rythme de la migration des accumulations d'avant-plage et leurs conséquences pour les plages des îles et îlots situés en aval-dérive.

4Les acquis de cet examen géomorphologique ont donc vocation à replacer les dynamiques observées localement et sur le court terme dans les évolutions plus générales et à plus long terme des littoraux d'accumulation de l'archipel.

2. Contexte géomorphologique

5À moins d'une dizaine de milles au large de la baie de Concarneau, l'archipel des Glénan (fig. 2) regroupe une dizaine de petites îles, des îlots et de très nombreux écueils disposés en « enceinte discontinue autour de l'îlot central du Vieux Glénan » (Guilcher, 1948). Cet ensemble insulaire émerge d'une vaste plate-forme sous-marine de faibles profondeurs et s'étend sur environ 6 km d’ouest en est et 3 km du nord au sud. La plate-forme est localisée sur l'extrémité occidentale d'un bloc basculé entre deux failles au sein d'une série de horsts constituant les régions intérieures du précontinent sud-armoricain qui, vers l'est, passe par Groix et s'étend jusqu'à Quiberon en avant de la ligne de rivage actuelle (Guilcher, 1937, 1948 ; Pinot, 1966, 1974 ; Delanoë et al., 1972 ; Vanney, 1976, 1977 ; Menier, 2004).

Fig. 2 – Bathymétrie simplifiée et toponymie des principaux chenaux, basses, îles et îlots de l'archipel des Glénan.
Fig. 2 – Simplified bathymetry and place names of the main channels, shoals, islands and islets of the archipelago Glénan.

Fig. 2 – Bathymétrie simplifiée et toponymie des principaux chenaux, basses, îles et îlots de l'archipel des Glénan. Fig. 2 – Simplified bathymetry and place names of the main channels, shoals, islands and islets of the archipelago Glénan.

D'après Alloncle N. et al., 2006).
After Alloncle N. et al., 2006.

6Le bloc granitique basculé des Glénan (fig. 3) est encadré à l'ouest et à l'est par des chenaux sous-marins également d'origine tectonique. À l'ouest, le chenal de l'Île-aux-Moutons fût emprunté par l'Odet lors des périodes d'émersion de la marge continentale. De profondeur de 55 à 60 m au sud, il s'élève progressivement à moins de 20 m à son extrémité septentrionale. Les sédiments en transit depuis l'ouest, balayés par les houles au large du Cap-Caval, y sont accumulés et forment à son extrémité un cône deltaïque progradant du banc des Pourceaux (Pinot, 1974 ; Vanney, 1976). À l'est, les chenaux de Penfret et de l'Île-Verte s'ouvrent sur le graben de la baie de Concarneau en assurant la jonction hydrologique et sédimentologique avec la « Grande Vasière » (Vanney, 1976). Cette vasière correspond à une vaste accumulation superficielle de faible épaisseur constituée de sables fins envasés et localisée vers 70 à 90 m de profondeur sur la plateforme continentale sud-armoricaine (Lesueur et al., 2001 ; Bourillet et al., 2006).

Fig. 3 – Le bloc basculé des Glénan entre les chenaux de l'île aux Moutons et de Penfret.
Fig. 3 – The inclined horst of the Glénan between the two channels of the Île aux Moutons and Penfret.

Fig. 3 – Le bloc basculé des Glénan entre les chenaux de l'île aux Moutons et de Penfret. Fig. 3 – The inclined horst of the Glénan between the two channels of the Île aux Moutons and Penfret.

1  : terres émergées  ; 2  : roches du socle  ; 3  : roches tertaires  ; 4 : sédiments grossiers ; 5 : sédiments vaseux ; 6 : isobathe 70 m.
1: Land surface; 2: Basement rocks; 3: Tertiary rocks; 4: Coarse sediments; 5: Muddy sediments; 6: Isobath 70 m.

7La couverture sédimentaire sous-marine du haut-fond des Glénan reflète l'exposition de ses différents versants aux agents marins. Au sud-ouest, ils sont essentiellement rocheux et dénudés ; au nord, au nord-est et à l'est, les versants moins exposés sont plus propices à la sédimentation, notamment une sédimentation biodétritique alimentée en partie par le développement de bancs de maërl (Grall et Glémarec, 1997 ; Grall et Hall-Spencer, 2003). Ces sables détritiques et biodétritiques sont également piégés au sein de l'archipel où ils alimentent les nombreuses accumulations littorales diversifiées : plages et dunes des diverses îles, queues de comètes et tombolos émergés ou faiblement immergés. Selon Guilcher (1948), sur ces restes de plates-formes de faible altitude (moins de 6 m au-dessus des hautes mers en général mais 19 m à Penfret) que constituent les îles et les îlots, « l'accumulation frappe par son importance ». À ces accumulations intertidales et subaériennes s'ajoutent les séries de rides sableuses, les bancs de sable et les dunes hydrauliques qui constituent le modelé des fonds sédimentaires.

8Les conditions météo-marines commandent les dynamiques morpho-sédimentaires de ces accumulations littorales. Elles agissent néanmoins sur des espaces marins et insulaires impactés par les actions anthropiques passées et actuelles : extractions de granulats (maërl), exploitations agricoles, mise en place de défenses contre la mer, etc (Gueguen et Le Maître, 1981 ; Duigou, 1998) et, actuellement, fréquentation touristique et navigation de plaisance (Peuziat, 2004). L'amplitude de la marée est de 3 m en marée moyenne et de l'ordre de 5,20 m en vives-eaux à Penfret (SHOM : Service Hydrographique et Océanographique de la Marine) et sur la partie sommitale du haut-fond, les espaces intertidaux découverts à basse-mer de vive-eau ne représentent qu'environ 300 ha pour un domaine subtidal estimé à 10 300 ha dont environ 2 000 ha de fonds de moins de 10 m au centre de l'archipel (Alloncle et al., 2006). Les vitesses maximales des courants de marée en surface sont cependant faibles, de l'ordre de 1 à 1,5 nœud (http://data.shom.fr/​). Ils se renforcent en périphérie et dans les chenaux internes, particulièrement au nord et à l'est, où ils peuvent atteindre localement 2 à 3 nœuds. Autour de l’archipel, les mesures de courants du SHOM (http://data.shom.fr/​) montrent que dans le chenal Saint-Nicolas, le flot porte à l’est (max. 1 nœud à PM-2h) et le jusant à l’ouest avec une vitesse plus forte (max. 1,3 nœud à PM+5). Ils ne dépassent pas 0,8 nœud dans l’archipel pour les marées de vives eaux (VE) et 0,5 nœud lors des marées de mortes eaux (ME ; Ehrhold et al., 2006).

9À côté de ces courants à la compétence limitée sur les fonds et les sédiments littoraux, l'action des houles et des vagues paraît plus efficace. Leurs directions dominantes sont de secteur ouest à sud-ouest (fig. 1). On ne dispose pas de mesures de leurs caractéristiques sur la plate-forme ou dans le centre de l’archipel à proximité des rivages. Seules des données houlographiques issues de la modélisation sont disponibles à proximité de l’archipel dans l’Atlas Numérique d’Etats de Mer Océaniques et Côtiers (http://anemoc.cetmef.developpement-durable.gouv.fr/​). Le point COAST 2650 (niveau 3) localisé au sud-est de l’archipel (coordonnées : 47° 40.320' N et 3° 55.800' W) par une profondeur de 28,60 m permet de disposer de telles caractéristiques. Leur énergie est certainement dissipée par diffraction et réfraction sur la plate-forme sous-marine avant qu’elles ne parviennent sur les rivages des îles. Elles restent néanmoins suffisamment énergétiques pour se traduire, sur la plateforme, par une dérive générale des sédiments vers le nord-est. Les rivages des îles restent également exposés à l'action des houles océaniques, en particulier sur la périphérie de l'archipel. C’est aussi le cas sur certains secteurs de rivages orientés dans l’axe des principaux chenaux permettant aux houles d’entrer dans l’archipel. Les trois chenaux principaux, l'un orienté ouest-est dit « des Bluniers » à l'ouest, le deuxième dit « de Deuzerat » orienté sud-sud-ouest/nord-nord-est et le dernier orienté nord-sud dit « de Brilimec » au sud-est permettent ces entrées. Ils canalisent les sédiments en transit sur la plate-forme vers la partie interne de l'archipel où ils sont retenus du fait des faibles profondeurs et de l'atténuation des houles, des conditions d'abri produites par les îles et les îlots de l'archipel, ainsi que par le développement des herbiers à zostères sur les fonds sableux.

10Quant aux vents à l'origine des accumulations dunaires, ils peuvent, sur ces espaces peu accidentés et de faible altitude, être actifs quelle que soit leur provenance. Néanmoins, ce sont les vents dominants de sud-sud-ouest, nord-ouest et d’est qui déterminent les transits éoliens les plus efficaces pour l'alimentation des accumulations dunaires (fig. 1).

3. Méthode d’analyse diachronique des évolutions littorales aux échelles de temps historique et récente

11La connaissance des évolutions antérieures et actuelles des littoraux des îles de Saint-Nicolas, de Guiriden et de Penfret ainsi que des fonds de l'archipel est obtenue, de manière classique en géomorphologie littorale, par comparaison diachronique de diverses cartes et photographies aériennes verticales (tab. 1).

Tab. 1 – Caractéristiques des documents iconographiques et des levés topographiques utilisés pour la cartographie des évolutions du trait de côte des îles de l’archipel et pour le suivi des dunes hydrauliques et des bancs sableux sous-marins.
Tab. 1 – Characteristics of the iconographic documents and the topographic surveys used for the mapping of the coastline evolutions of the islands and for the follow-up of the hydraulic dunes and the submarine sandbanks.

Date

Type de document

Producteur

Échelle (arrondie)

Taille des pixels

Août1748

Carte

F.-F. de La Sauvagère (BNF)

100 toises au pouce

0,5

Vers 1785

Carte

Ingénieurs géographes

1/14 400

3,45 m

1866

Carte d’Etat Major

IGN

1/40000

0,5

1903

Carte marine

SHOM

1/20 100

1,33 m

1927

Photographie aérienne numérique

Aéronavale - Base de données Sextant Ifremer

1/15 500

0,79 m

1932

Photographie aérienne numérique

Aéronavale - Base de données Sextant Ifremer

1/15 500

0,79 m

1952

Photographie aérienne numérique

IGN

1/26 500

1,05 m

1961

Photographie aérienne numérique

IGN

1/25 600

0,98 m

1967

Photographie aérienne numérique

IGN

1/40 000

1,85 m

1969

Photographie aérienne numérique

IGN

1/24 800

1,76 m

1976

Photographie aérienne numérique

IGN

1/20 100

1,35 m

1977

Photographie aérienne numérique

IGN-IPLI

1/20 100

1,47 m

1978

Photographie aérienne numérique

IGN

1/20 700

0,89 m

1982

Photographie aérienne numérique

IGN

1/30 000

1,19 m

1990

Photographie aérienne numérique

IGN

1/26 900

0,44 m

2000

Photographie aérienne numérique

Ortho littorale V1

1/5 000

0,5 m

2005

Photographie aérienne numérique

Ortho littorale IGN Finistère

Non précisée

0,5 m

2009

Photographie aérienne numérique

IGN

Non précisée

0,5 m

2010

Levé Lidar

CG Finistère/SHOM

_

0,30 m

2012

Photographie aérienne numérique

Ortho littorale V2

1/5000

0,2 m

15-09-2011

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

22-09-2011

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

29-05-2012

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

24-06-2013

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

28-11-2013

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

27-02-2014

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

28-05-2014

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

11-09-2014

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

10-10-2014

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

09-10-2015

Levé topographique

Tachéomètre/GNSS

 

≥ 0,05

12Le trait de côte et les formes sous-marines identifiés sont numérisés après interprétation des documents iconographiques préalablement ortho-rectifiés et géoréférencés dans un SIG en s'appuyant sur l'ortho-photographie de 2005 de l’IGN (Institut Géographique National et Conseil Général du Finistère). L'extension de la plate-forme sous-marine sous une faible tranche d'eau et surtout la clarté des eaux (Moign et Hallégouët, 1977 ; Guilcher, 1979) facilitent également l'observation des avant-plages sur les clichés aériens, généralement jusqu'à des profondeurs de 5 m et localement au-delà de la dizaine de mètres. De ce fait, on dispose là de conditions favorables à l'analyse de la géomorphologie dynamique et, par conséquent, à une meilleure compréhension des rapports de dépendance complexes pouvant exister entre les différents compartiments littoraux à l'échelle de chaque plage et à l'échelle de l'archipel.

3.1. Les cartes anciennes couvrant la période historique

13Les cartes anciennes de l'archipel des Glénan utilisées sont géométriquement comparables aux documents cartographiques et iconographiques contemporains. Parmi les plus anciennes que l’on ait pu trouver pour les rivages de la Bretagne est celle réalisée par les Ingénieurs Géographes, vers 1785, à l'échelle du 1/14 600 (Fonds cartographique de l'Armée de Terre, Service Historique de l'Armée de Terre, Ministère de la Défense). La carte marine de 1903 du Service Hydrographique est également utilisée. Sur ces documents, le trait de côte est figuré par un tracé dont l'emploi pour des comparaisons diachroniques peut être discutable. En effet, d'une manière générale, on connaît rarement les critères dont les géomètres se sont servis sur le terrain et que les cartographes ont ensuite employés pour fixer la position du rivage. Le trait de côte des cartes marines est, quant à lui, défini par le Service Hydrographique comme le niveau des plus hautes mers de vives eaux, courbe de niveau particulière qui n'est pas forcément recoupée par un indicateur unique identifiable sur le terrain. À ces documents géométriquement corrects sont ajoutées la "Carte particulière et topographique des isles de Glenans levée en aoust 1748" de F.-F. de La Sauvagère (BNF, http://catalogue.bnf.fr/​ark:/12148/​cb42201259j) et la carte d'Etat-Major de 1848 à 1/40 000. Ces documents ne sont pas écartés de l'analyse malgré leurs incertitudes topographiques car ils fournissent un état des lieux des rivages pour ces périodes.

3.2. Les photographies aériennes des XXe et XXIe siècles

14Les missions de photographies aériennes verticales de l'Aéronavale de 1927 et 1932 (numérisées et gracieusement mises à disposition par M. Bellouis, base de données Sextant, Ifremer : http://www.ifremer.fr/​sextant/​fr/​web/​photos-anciennes-littoral/​), de 1952, 1960, 1967, 1969, 1976, 1977, 1978, 1982, 1990, 1993, 2005 et 2009 de l'IGN, ainsi que celles du Ministère de l'Ecologie et du Développement Durable (MEDD) de 2000 et 2012 ont été utilisées. Sur ces photographies aériennes, le trait de côte est défini par la limite de la végétation qui se développe en haut de plage et de falaise, avec toutes les erreurs d'interprétation que l'utilisation de ce critère peut engendrer en fonction de différents éléments : état de développement ou de dégradation de la végétation selon la saison des prises de vue, conditions météorologiques saisonnières, saupoudrage éolien plus ou moins important des dunes après les tempêtes hivernales, présence d'échouages et de laisses de mer, etc. (Boak et Turner, 2005 ; Faye, 2010 ; Faye et al., 2008). Néanmoins, le choix est guidé par l'intention de matérialiser une délimitation commune du trait de côte à la fois sur ces clichés et au sol lors des levés topographiques. La photo-interprétation porte également sur la cartographie des fonds sédimentaires, dans un premier temps autour de l'île de Saint-Nicolas, et d'une manière plus générale sur les fonds sableux de l'archipel dans la limite de visibilité. Les formes cartographiées sont diverses : bancs sableux, rides et dunes hydrauliques. Leurs contours sont mis en valeur par le développement d'herbiers de phanérogames au pied des versants en position d'abri par rapport aux houles (Glémarec et al., 1997) tandis que les crêtes exposées sont dénuées de végétation.

15L’imprécision de la cartographie, les déformations sur les photographies aériennes, le mauvais géoréférencement, l’imparfaite rectification des images ou d’éventuelles approximations de digitalisation des documents successivement numérisés et géoréférencés induisent une erreur de positionnement général des divers objets cartographiés. Cette erreur peut être déterminée sur des objets fixes dans le temps, par exemple par la position de la cale d'accostage et du vivier de l'île de Saint-Nicolas. Tous les tracés ne s'y superposent pas de manière exacte à l'issue de la numérisation. L'erreur quadratique moyenne (RMS) calculée est de 2,28 et montre une incertitude de positionnement maximale de 1,73 m (moyenne de 0,96 m) pour les coordonnées Est et de 4,32 m (moyenne de 1,59 m) pour les coordonnées Nord. Cette erreur est probablement plus importante sur le trait de côte des accumulations sédimentaires. Elle est fonction de la taille des pixels de chaque image utilisée après numérisation et des évolutions saisonnières de la végétation dunaire dont la limite en haut de plage sert, dans cette étude, à la définition du trait de côte. En tenant compte de ces divers paramètres, Robin et Levoy (2007) estiment cette incertitude de positionnement à +/- 10 m. Celle-ci peut être réduite à +/- 5 m selon l’expérience du cartographe et par l’utilisation des SIG (Bernatchez et al., 2014). En dépit de ces sources d'erreur, il est quand même possible de mettre en évidence les tendances évolutives générales des accumulations littorales et de les quantifier.

3.3. Les suivis topographiques actuels

16Depuis le printemps 2011, dans le cadre du plan de gestion de la Réserve Naturelle des Glénan, les évolutions des quatre secteurs de plage de l'île de Saint-Nicolas sont observées saisonnièrement, au printemps et à l'automne. Des levés topographiques des accumulations sableuses sont réalisés indifféremment au tachéomètre et par GNSS différentiel (Leica) de haute précision. Les incertitudes de ces mesures sont estimées à moins de 3 cm en altitude et de 5 cm pour le positionnement au sol (Suanez et al., 2011). Ces mesures concernent la dynamique des accumulations, à savoir la position de la ligne de rivage, la morphologie des plages jusqu'au niveau des basses mers, notamment par le suivi de profils transversaux, et la partie mobile des dunes. Elles complètent les mesures du Lidar topographique commanditées par le Conseil Général du Finistère en 2010. Elles sont effectuées le plus régulièrement possible au printemps et en fin d’été. Des mesures peuvent également être réalisées à la suite d'un événement météo-marin ayant généré des évolutions significatives (tab. 1).

4. Rythmes d'évolution des littoraux à Saint-Nicolas, Guiriden et à l'ouest de Penfret

4.1. Cinématique du trait de côte sédimentaire de Saint-Nicolas

17Au nord-ouest de l'archipel, l'île de Saint-Nicolas est localisée au droit du chenal des Bluniers (fig. 2). Sa superficie est de l'ordre de 12,3 ha pour une longueur ouest-est de 950 m et une largeur nord-sud d'environ 330 m. La surface de l'île s'élève de l'ouest vers l'est avec des altitudes moyennes comprises entre 3 et 7 m IGN69, une dépression centrale et un point haut culminant aux environs de 10 m IGN69. Les formes littorales sont relativement diversifiées. Deux surfaces rocheuses de faible altitude étirées d'ouest en est forment son armature au nord et au sud. Au sud et à l'extrémité nord-est où ce substrat rocheux affleure, le rivage est entaillé en falaise basse, tandis qu'à l'ouest il est façonné en plate-forme d'érosion marine et en côte à dénudation. Les formes d'accumulation dominent. Ainsi, à la pointe occidentale, les plages sont constituées de galets accumulés en sommet de la plate-forme d'érosion marine ; un petit tombolo de galets fait même la jonction entre le lambeau d'îlot situé à la pointe occidentale et Saint-Nicolas. Les sédiments superficiels sont ensuite essentiellement sableux le long des rivages septentrionaux et orientaux. Quatre plages principales de sable à assise de galets pour certaines mais toutes associées à des formations dunaires, peuvent alors être distinguées au nord-ouest, au nord-est, à l'est et au sud-est. Enfin, depuis ces deux dernières plages de l'est et du sud-est, Saint-Nicolas est reliée à l'îlot voisin de Bananec par un tombolo sableux découvrant à basse mer.

18À Saint-Nicolas, Guilcher (1948) avait mis en évidence l'érosion de l'accumulation littorale de la pointe occidentale entre 1755, 1818 et 1903. Par la suite, Hallégouët (2001) a montré également l'importance du recul du cordon dunaire de la plage du nord-ouest, les évolutions, contrastées selon les périodes, de la plage et de la dune du nord-est et une certaine stabilité des accumulations orientales depuis le XVIIIe siècle. La comparaison des documents analysés dans cette étude montre qu'à plus de deux siècles d'intervalle, entre 1785 et 2009, la surface de l'île s'est, au final, réduite (fig. 4), passant de plus de 13,5 ha à moins de 12,5 ha. Pour autant, le rythme et la localisation de cette érosion ne sont pas constants dans le temps. La superficie minimale de l'île, de l'ordre de 11,6 ha, est atteinte dans les années 1975 et 1976, et l'examen des contours de l'île au cours des dernières décennies ne montre pas la poursuite de cette tendance sur un rythme continu (fig. 5).

Fig. 4 – Localisation des accumulations étudiées, position diachronique de la ligne de rivage de l'île de Saint-Nicolas (seules quelques situations sont représentées) et localisation des transects utilisés pour estimer les évolutions du littoral.
Fig. 4 – Diachronic locations of the coastline of Saint-Nicolas island drawn from old maps, vertical aerial photographs (only a few cases are mapped) and location of the transects used to estimate the coastline evolutions.

Fig. 4 – Localisation des accumulations étudiées, position diachronique de la ligne de rivage de l'île de Saint-Nicolas (seules quelques situations sont représentées) et localisation des transects utilisés pour estimer les évolutions du littoral. Fig. 4 – Diachronic locations of the coastline of Saint-Nicolas island drawn from old maps, vertical aerial photographs (only a few cases are mapped) and location of the transects used to estimate the coastline evolutions.

1 : Île Saint-Nicolas en 1795 ; 2 : transect de mesure de l’évolution du trait de côte ; 3 : trait de côte en 1903 ; 4 : trait de côte en 1952 ; 5 : trait de côte en 1977 ; 6 : trait de côte en 2005. Photos – A : plage du nord-ouest vue de l’ouest vers le nord-est ; B : partie occidentale de la plage du nord-est vue depuis l’ouest vers l’est ; C : la plage de l’est vue du nord vers le sud-sud-est ; D : le tombolo reliant Saint-Nicolas à Bananec vu de l’ouest vers l’est-sud-est à mi-marée ; E : plage du sud-est vue de l’ouest vers l’est ; F : L’ensemble plage du sud-est–tombolo–Bananec vu de l’ouest vers l’est.
1: Saint-Nicolas island in 1795; 2: Tansect location; 3: Position of the coastline in 1903; 4: Position of the coastline in 1952; Position of the coastline in 1977; Position of the coastline in 2005. Photos – A: the north-west beach seen from west to north-east; B: the western part of the north-east beach seen from west to east; C: the east beach seen from north to south-south-east; D: the tombolo between Saint-Nicolas and Bananec seen from west to east-south-east at mid-tide; E: the south-east beach seen from west to east; F: the south-east beach, the tombolo and Bananec seen from west to east.

Fig. 5 – Evolution de la surface (en m²) de l'île Saint-Nicolas depuis la fin du XVIIIe siècle, d'après le tracé du trait de côte.
Fig. 5 – Evolution of the surface area (in m²) of the St Nicolas island since the late eighteenth century, according to the drawn of the coastline.

Fig. 5 – Evolution de la surface (en m²) de l'île Saint-Nicolas depuis la fin du XVIIIe siècle, d'après le tracé du trait de côte. Fig. 5 – Evolution of the surface area (in m²) of the St Nicolas island since the late eighteenth century, according to the drawn of the coastline.

Estimations approximatives, ne prenant pas en compte les erreurs de cartographie ou d'interprétation des documents utilisés.
Rough estimates, not taking into account the errors of mapping or interpretation of documents used.

19Douze transects perpendiculaires à la ligne de rivage permettent de mesurer la position du trait de côte par rapport à sa position initiale de 1785. Ces transects sont numérotés de 1 à 12 (fig. 4) : quatre transects concernent la plage du nord-ouest (1 à 4), trois la plage du nord-est (5 à 7), deux la plage de l'est (8 et 9) et enfin trois la plage du sud-est (10 à 12).

20La réduction de la surface de Saint-Nicolas entre 1785 et 2012 est associée à la tendance générale au recul de la ligne de rivage au droit des transects des plages du nord-ouest (de moins de 10 m à plus de 40 m), du nord-est (entre 15 et 30 m) et du sud-est (entre 30 et 50 m). Seule la plage de l’est connaît un bilan équilibré (transect 9) ou un faible retrait de la ligne de rivage (transect 8, moins de 10 m ; fig. 6).

Fig. 6 – Positions relatives du trait de côte par rapport à la ligne de rivage de 1786 (position 0) au droit des 12 transects répartis sur les plages de Saint-Nicolas.
Fig. 6 – Relative positions of the coastline compared to the 1786 shoreline position (0) obtained from the 12 measurement transects distributed on the beaches of Saint-Nicolas.

Fig. 6 – Positions relatives du trait de côte par rapport à la ligne de rivage de 1786 (position 0) au droit des 12 transects répartis sur les plages de Saint-Nicolas. Fig. 6 – Relative positions of the coastline compared to the 1786 shoreline position (0) obtained from the 12 measurement transects distributed on the beaches of Saint-Nicolas.

De haut en bas : transects 1, 2, 3 et 4 ; transects 5, 6 et 7 ; transects 8 et 9 et transects 10, 11 et 12.
From top to bottom: cross-sections 1, 2, 3 and 4; cross-sections 5, 6 and 7; cross-sections 8 and 9; cross-sections 10, 11 and 12.

21Toutes les plages n'ont pas pour autant un comportement identique au cours du temps. Alors que l’érosion affecte certaines, les autres peuvent à l’inverse connaître une phase d’engraissement. Cependant, sur une même plage, l’ensemble des transects montre des tendances évolutives comparables même si l’amplitude des avancées et des reculs diffère d’un transect à l’autre. Quelle que soit l’évolution observée au terme de cette période pour les transects et pour les plages, les périodes de recul sont néanmoins ponctuées par des périodes d’avancée de la ligne de rivage qui, sauf sur la plage du sud-est, ne parviennent pas à compenser toujours le recul observé dans la ou les périodes précédentes. La tendance évolutive sur le long terme n’est donc pas homogène ni dans l’espace ni dans le temps. Ce schéma d'ensemble est plutôt cohérent avec un fonctionnement morpho-sédimentaire qui conduit les sables de la partie occidentale exposée de l'île à progresser vers l'est sous l'influence de dérives littorales longeant les rivages septentrionaux et méridionaux de l'île, c'est-à-dire en direction de la partie abritée en amont-dérive de l'île, lieu à partir duquel est ensuite alimenté le tombolo qui relie Saint-Nicolas à Bananec.

22Les suivis topographiques actuels, effectués à plus grande fréquence mais sur un temps plus court, tendent à confirmer certaines de ces conclusions (fig. 7).

Fig. 7 – Évolution du trait de côte des plages de Saint-Nicolas depuis la mise en place du suivi saisonnier en 2011.
Fig. 7 – Evolution of the coastline of the beaches of Saint-Nicolas island since the beginning of the seasonal monitoring in 2011.

Fig. 7 – Évolution du trait de côte des plages de Saint-Nicolas depuis la mise en place du suivi saisonnier en 2011. Fig. 7 – Evolution of the coastline of the beaches of Saint-Nicolas island since the beginning of the seasonal monitoring in 2011.

A : bilan des évolutions du trait de côte à Saint-Nicolas de 2009 à octobre 2013 et novembre 2013 ; B : valeurs (en mètres) des évolutions du trait de côte constatées par mesure le long des profils 1 à 12 entre les deux dates successives.
A: Coastline evolutions between 2009 and November 2013; B: Values (in meters) of the coastline evolutions measured along the cross-sections 1 to 12 between two successive surveys.

23De septembre 2011 à octobre 2013, la plage du nord-ouest a ainsi connu une érosion modérée à l'ouest, de l'ordre de 0,2 m/an, et plus rapide à l'est, de l'ordre de 0,85 m/an ; la partie occidentale de la plage du nord-est a également subi une érosion de l'ordre de 0,6 m/an. Ces érosions ont été profitables à sa partie orientale qui a poursuivi son engraissement : avancée de la ligne de rivage de 0,1 à 0,3 m/an au centre et à l’est de la plage du nord-est ; avancée du trait de côte de 0,3 à 0,4 m/an sur la plage de l’est ; avancée du trait de côte de 1,2 m/an à 2,1 m/an sur la plage du sud-est. Les plages orientale et méridionale, dont l'évolution régressive du rivage durant l’hiver 2010-2011 est en partie à l'origine de la mise en place de ce suivi topographique à partir du printemps 2011, ont donc connu une avancée du trait de côte durant cette période à raison de 0,3 m/an et 1,60 m/an en moyenne respectivement, mais avec de fortes variations selon la localisation. Néanmoins, cette situation observable sur des intervalles de temps relativement longs peut être ponctuée d'évolutions brutales (c’est-à-dire une érosion sans commune mesure avec les vitesses moyennes observées sur le long terme) à l'occasion d'un épisode et, plus certainement, d'une succession d'épisodes météo-marins violents (Blaise et al., 2015), comme le démontre le cumul des impacts des tempêtes successives au cours de l'hiver 2013-2014 (fig. 8). Des retraits de la ligne de rivage supérieurs à 1,4 m sont ainsi mesurés sur la plage du nord-ouest tandis qu'ils atteignent localement 13 m pour le rivage de la plage du sud-est, seule plage orientée vers le centre de l’archipel.

Fig. 8 – Impacts cumulés des événements météo-marins de l'hiver 2013-2014 sur la position du rivage de Saint-Nicolas entre le 17 octobre 2013 et le 27 février 2014.
Fig. 8 – Cumulative impacts of storm events of the winter 2013-2014 on the position of the coastline of Saint-Nicolas island between 17 October 2013 and 27 February 2014.

Fig. 8 – Impacts cumulés des événements météo-marins de l'hiver 2013-2014 sur la position du rivage de Saint-Nicolas entre le 17 octobre 2013 et le 27 février 2014. Fig. 8 – Cumulative impacts of storm events of the winter 2013-2014 on the position of the coastline of Saint-Nicolas island between 17 October 2013 and 27 February 2014.

24Le détail des évolutions des plages montre également tout l'intérêt d'une connaissance des évolutions sur des échelles de temps emboîtées (historique, décennale et de court terme) lorsqu'un diagnostic doit être porté sur l'évolution d'un secteur de rivage ou pour établir des pronostics quant à son évolution. Ne prendre en considération que les dernières années d'évolution de la plage de l'est conduit à n'y voir qu'une avancée continue ou une stabilité du rivage. Or, les décennies 1950 et 1960 ont été une période de recul important de ce secteur. De la même manière, les phases de retrait important et ponctuel du rivage doivent être appréciées au regard de la tendance actuelle à l’engraissement ou à l’érosion de chaque secteur de plage. Au-delà de ces considérations, il apparaît à travers ces évolutions successivement inversées, voire presque rythmiques qui s'établissent sur le long terme, comme c'est le cas en particulier de la plage du nord-ouest, que les rivages disposent périodiquement d'apports sédimentaires qui leur permettent de s’engraisser. Puis il se produit un tarissement progressif de ces apports qui est alors suivi d'un retrait du rivage avant que de nouveaux apports parviennent à le faire avancer. Dans ce sens, l'observation actuelle, sur le terrain, de l'évolution des plages du nord-ouest et du nord-est, tend à montrer que l'érosion actuelle de la première contribue à alimenter la plage et la dune de la seconde actuellement en voie d’engraissement.

4.2. Evolutions de l'îlot sableux de Guiriden

25L'îlot de Guiriden, localisé au nord de l'archipel, à mi-distance entre Saint-Nicolas et Penfret (fig. 2), présente actuellement, tout au moins en première approche, certains aspects d'une queue de comète littorale et des similitudes de fonctionnement en position de fuite. Il s'agit en réalité d'un banc sableux semi-émergé porté par une plate-forme d'érosion marine et ancré à ses deux extrémités. D'environ 350 m de longueur et d'une centaine de mètres de large à basse mer de vives eaux, il est presque entièrement recouvert par les hautes mers, sa partie sommitale de l'ordre de 200 m² pouvant être dunifiée et couverte de végétation dunaire lorsque les conditions de son engraissement sont suffisantes. Sur la carte de 1748, l'îlot n'est cependant qu'un platier rocheux découvrant, à peine couvert sur son sommet par une accumulation sableuse. Ce n'est qu'à partir du dernier quart du XVIIIe siècle qu'un banc de sable intertidal s'accumule en suivant une orientation générale ONO-ESE. D'abord centré à l'ouest-nord-ouest de sa position actuelle, il a migré vers l'est-sud-est pour se maintenir, au moins depuis la moitié du XIXe siècle, entre les deux élévations topographiques situées aux deux extrémités du platier rocheux qu'il recouvre maintenant. Depuis cette période, il connait des états d'engraissement et d'amaigrissement successifs (fig. 9) et des modifications plus ou moins prononcées de sa forme en plan (fig. 10).

Fig. 9 – Surfaces successives de Guiriden mesurées sur les cartes anciennes et les photographies aériennes au cours de la période 1748-2009.
Fig. 9 – Successive areas of Guiriden reef measured on old maps and aerial photographs during the period 1748-2009.

Fig. 9 – Surfaces successives de Guiriden mesurées sur les cartes anciennes et les photographies aériennes au cours de la période 1748-2009. Fig. 9 – Successive areas of Guiriden reef measured on old maps and aerial photographs during the period 1748-2009.

Fig. 10 – L'îlot de Guiriden et son évolution historique depuis le milieu du XVIIIe siècle d'après les cartes anciennes et les photographies aériennes.
Fig. 10 – The islet of Guiriden and its historical development since the mid-eighteenth century from old maps and aerial photographs.

Fig. 10 – L'îlot de Guiriden et son évolution historique depuis le milieu du XVIIIe siècle d'après les cartes anciennes et les photographies aériennes. Fig. 10 – The islet of Guiriden and its historical development since the mid-eighteenth century from old maps and aerial photographs.

1 : Plate-forme d’érosion marine peu végétalisée ; 2 : Plate-forme d’érosion marine végétalisée ; 3 : Sables émergés ; 4 : Sables immergés ; 5 : Sédiments grossiers (graviers, galets).
1: Platform with discontinuous plant cover; 2: Platform with continuous plant cover; 3: Dry sands; 4: Submerged sands; 5: Coarse sediments (gravels, pebbles).

4.3. Évolutions des plages occidentales de Penfret

26L'île de Penfret est localisée à l'est de l'archipel, à environ 1,5 km de Guiriden et 3,3 km de Saint-Nicolas (fig. 2). Longue d'environ 1 600 m selon son axe nord-sud et large de 500 m, l'île, relativement haute, culmine vers 19 et 16 m IGN69 à ses deux extrémités nord et sud. Ses côtes sont essentiellement rocheuses, à l'exception de la partie centrale où un massif dunaire s'est formé à la faveur d'un ensellement dans l'axe duquel un alignement d'écueils sert de point d'accroche aux accumulations littorales. À l'est, l'accumulation intertidale relativement exposée et constituée de sables siliceux (Auzel, 1960) est repoussée vers le haut de la plate-forme d'érosion littorale. Ces estrans sédimentaires participent certainement à l'alimentation du massif dunaire mais ce sont principalement les plages sableuses de l'ouest constituées majoritairement de débris de maërl (Auzel, 1960) qui le nourrissent par des apports éoliens, eux-mêmes étant alimentés depuis les petits fonds sableux du centre de l'archipel. Sur cette façade, les deux plages du sud, dites des Thoniers au nord et de Pen Marise au sud, se développent en aval-dérive d'un écueil central à partir duquel les dérives littorales divergent vers le sud et vers le nord de part et d'autre de la pointe de Pen Marise (fig. 11).

Fig. 11 – Evolutions concomitantes des compartiments de plage de la côte occidentale de Penfret de 1785 à 2009.
Fig. 11 – Concomitant evolutions of the western beach compartments of Penfret island from 1785 to 2009.

Fig. 11 – Evolutions concomitantes des compartiments de plage de la côte occidentale de Penfret de 1785 à 2009. Fig. 11 – Concomitant evolutions of the western beach compartments of Penfret island from 1785 to 2009.

1 : rivage rocheux ; 2 : rivage sableux ; 3 : engraissement ; 4 : amaigrissement ; 5 : transit sédimentaire important ; 6 : transit sédimentaire réduit.
1: Rocky coastline; 2: Sandy coastline; 3: Retreat; 4: Accumulation; 5: Voluminous sediment transport; 6: Weak sediment transport.

27Elles forment ainsi une plage dont l'extrémité occidentale est un tombolo submersible. Dans la continuité de la plage du Thonier, une accumulation s'est constituée récemment vers le nord dans l'anse du Phare. Celle-ci n'apparaît pas encore sur les cartes de 1748, 1771 et 1785. Elle commence à se développer au pied d'une plate-forme d'érosion sur la carte de 1903, se réduit ensuite en 1927 pour prendre une extension maximale en 1976. Elle diminue ensuite dans les années 1990 et de 2000 à 2009. Au cours de la période historique récente, elle est donc généralement séparée ou, parfois, réunie aux plages du sud. Son alimentation en sédiments semble, en effet, en grande partie tributaire des apports en provenance du sud (fig. 11). Ainsi, la progradation de la partie septentrionale de la plage convexe conduit à son extension progressive sur les plates-formes d'érosion au nord puis à la formation d'une accumulation sableuse au pied de ces rivages rocheux. Celle-ci pourra atteindre l'anse du Phare au nord de l'île. Dès lors qu'un retrait de la ligne de rivage s'amorce sur la plage du sud, on observe, quelques temps plus tard, une régression de l'étendue de cette accumulation sableuse dans l'anse du Phare, voire sa disparition complète.

28L'analyse des positions successives de la ligne de rivage au droit de six transects numérotés de 13 à 18 couvrant, par couples, les trois secteurs de plage du nord au sud (fig. 12) montre un bilan positif pour le XIXe siècle, sans que les détails de ces évolutions soient connus, puis une régression souvent importante du trait de côte dans le premier quart du XXe siècle avec diverses fluctuations postérieures.

Fig. 12 – Evolutions relatives du trait de côte ocidental de Penfret le long des transects 13 à 18 entre 1785 et 2005 (position 0 en 1785).
Fig. 12 – Coastline relative evolutions on the western coast of Penfret island along the cross-sections 13 to 18 between 1785 and 2005 (position 0 in 1785).

Fig. 12 – Evolutions relatives du trait de côte ocidental de Penfret le long des transects 13 à 18 entre 1785 et 2005 (position 0 en 1785). Fig. 12 – Coastline relative evolutions on the western coast of Penfret island along the cross-sections 13 to 18 between 1785 and 2005 (position 0 in 1785).

29Le bilan de cette analyse diachronique des accumulations littorales des trois îles du nord de l'archipel permet de mettre en évidence les disparités de leurs comportements respectifs au cours du temps. Au cours de la période examinée, les deux plages du nord de Saint-Nicolas connaissent une tendance au recul tout en présentant des phases successives d’érosion puis d’avancée de la ligne de rivage, tout comme les évolutions des surfaces de Saint-Nicolas et de Guiriden. La compréhension de ces comportements est donc envisagée en tenant compte des mouvements sédimentaires affectant leurs avant-plages. Les contours de ces masses sableuses transitant sur ces avant-plages sont retracés à partir des photographies aériennes depuis 1927, et leurs localisations ainsi que leurs dimensions relatives sont confrontées aux tendances évolutives des plages afin d'expliquer, au moins partiellement, la variabilité observée.

5. Les migrations des bancs sableux sous-marins et leurs conséquences sur les rivages des îles et des îlots de l’archipel

5.1. Dynamiques locales des bancs de sable au nord et au sud de Saint-Nicolas

Côte nord de Saint-Nicolas

30L'examen diachronique des plages du nord-ouest et du nord-est montre, qu'au nord de Saint-Nicolas, deux bancs de sable importants sont construits par les courants : le premier banc orienté ouest-est est localisé à l'ouest et emprunte le chenal situé au nord immédiat de la plage (fig. 13) ; le second est un tombolo sous-marin incurvé vers l'est établi entre Brunec et la pointe rocheuse qui sépare les plages du nord-ouest et du nord-est de Saint-Nicolas. De 1932 à 2009, on observe, d'une part, le cheminement et l'étalement progressif, depuis l'ouest, du banc sableux en contrebas de la plage du nord-ouest ; d'autre part, on assiste au développement du tombolo sous-marin de Brunec, à la rupture de sa partie distale accrochée à Saint-Nicolas, puis à sa reconstitution qui est presque finalisée actuellement (fig. 13). De telles évolutions ne sont pas sans effets sur les parties émergées des plages du nord de l'île.

Fig. 13 – Evolution des plages et des bancs sableux du nord-ouest et du nord-est de Saint-Nicolas de 1932 à 2009.
Fig. 13 – Northwestern and northeastern beaches and submarine sand banks evolution at Saint-Nicolas island from 1932 to 2009.

Fig. 13 – Evolution des plages et des bancs sableux du nord-ouest et du nord-est de Saint-Nicolas de 1932 à 2009. Fig. 13 – Northwestern and northeastern beaches and submarine sand banks evolution at Saint-Nicolas island from 1932 to 2009.

1 : île et îlot ; Plage (accumulation intertidale et prolongement subtidal) ; 3 : banc de sable sous-marin ; 4 : limite d’extension visible de l’accumulation sableuse sous-marine.
1: Island and islet; 2: Intertidal beach and shoreface; 3: Submarine sandbank; 4: Limit of visible extension of the submarine sandy accumulation.

D'après les clichés aériens de l'Aéronavale et de l'IGN.
Based on aerial photographs of the Aéronavale and IGN.

31L'arrivée puis l'étalement de la masse de sable du banc à l'ouest contribuent ainsi à alimenter la plage du nord-ouest en sédiments (fig. 14). L'effet de cette arrivée de sable dans l'avant-plage est sensible sur la position du trait de côte à partir du milieu des années 1970, avec, par conséquent, un temps de décalage. À une diminution de sa masse (assimilée à sa surface ici puisque l’analyse est uniquement planimétrique) vers le milieu des années 1990 correspond également une avancée temporaire du trait de côte de cette plage. Ces apports sableux progressent ensuite le long de la plage, alimentent la partie la plus orientale de la plage du nord-ouest sous l'influence de la dérive littorale, puis contournent la pointe pour ensuite alimenter la plage du nord-est. La plage du nord-est s'engraisse au fur et à mesure que la plage du nord-ouest s'érode (fig. 15).

Fig. 14 – Relations entre le banc sableux sous-marin et l'évolution des plages du nord-ouest puis du nord-est.
Fig. 14 – Relationships between the submarine sand bank and the evolutions of the northwestern beach and then the northeastern beach on the north of Saint-Nicolas island.

Fig. 14 – Relations entre le banc sableux sous-marin et l'évolution des plages du nord-ouest puis du nord-est. Fig. 14 – Relationships between the submarine sand bank and the evolutions of the northwestern beach and then the northeastern beach on the north of Saint-Nicolas island.

Fig. 15 – Modèle conceptuel des situations successivement observées sur les deux plages adjacentes du nord-ouest et du nord-est de Saint-Nicolas.
Fig. 15 – Conceptual model of the situations successively observed for the two neighbouring beaches on the north of Saint-Nicolas island.

Fig. 15 – Modèle conceptuel des situations successivement observées sur les deux plages adjacentes du nord-ouest et du nord-est de Saint-Nicolas. Fig. 15 – Conceptual model of the situations successively observed for the two neighbouring beaches on the north of Saint-Nicolas island.

32C'est ce qui se produit actuellement sur ces deux plages. Le rôle du tombolo sous-marin entre Brunec et Saint-Nicolas n'est pas encore clairement établi. Cependant, lorsqu'il était relié à Saint-Nicolas, il a pu jouer le rôle de lieu de stockage provisoire des sédiments en transit vers l'est et ralentir ainsi le passage des sables depuis la plage du nord-ouest vers celle du nord-est. Au final, on constate que les deux compartiments de plage du nord de l'île (nord-ouest et nord-est) sont dépendants l'un de l'autre, leur fonctionnement étant conditionné par l'alimentation et la progression du banc sableux d'avant-plage venant de l'ouest, dans le sens des houles dominantes. Dans cette étude, l’analyse réalisée uniquement en planimétrie ne permet cependant pas de préciser les effets des évolutions morphologiques de ce banc de sable sur les vagues et les houles. Il est fort probable pourtant que son engraissement produise un exhaussement des fonds à proximité des plages. À l’inverse, son étalement conduit à l’augmentation des profondeurs d’eau devant elles. Par conséquent, en fonction de sa forme et de sa position, le banc est susceptible d’amortir plus ou moins efficacement l’énergie des vagues et des houles avant leur arrivée à la côte et favoriser l’engraissement ou l’érosion des plages.

Côte sud de Saint-Nicolas

33Une analyse comparable a été effectuée pour la côte sud et les bancs sableux qui existent dans le mouillage de la Chambre, plan d’eau qui sépare l’île de Saint-Nicolas de l’île de Drenec, et à l'est au milieu de l'archipel. De 1932 à 2009 (fig. 16), on observe le développement d'une dune hydraulique entrant progressivement dans la Chambre.

Fig. 16 – Mobilité des fonds sableux peu profonds aux Glénan : évolution du banc sableux de la Chambre alimentant les dunes hydrauliques transitant vers l'est de l'archipel d'après l'interprétation des clichés aériens de l'Aéronavale (1932) et de l'IGN (1953 à 2009).
Fig. 16 – Evolution of the shallow sandy bottom south of Saint-Nicolas island: sand bank evolution in la Chambre channel supplying the sand waves passing to the east of the archipelago, from the interpretation of aerial photographs of the Aéronavale (1932) and the IGN (1953 to 2009).

Fig. 16 – Mobilité des fonds sableux peu profonds aux Glénan : évolution du banc sableux de la Chambre alimentant les dunes hydrauliques transitant vers l'est de l'archipel d'après l'interprétation des clichés aériens de l'Aéronavale (1932) et de l'IGN (1953 à 2009). Fig. 16 – Evolution of the shallow sandy bottom south of Saint-Nicolas island: sand bank evolution in la Chambre channel supplying the sand waves passing to the east of the archipelago, from the interpretation of aerial photographs of the Aéronavale (1932) and the IGN (1953 to 2009).

1 : îles et îlots ; 2 : banc de sable sous-marin de la Chambre ; 3 : crêtes des dunes hydrauliques.
1: Islands and islets; 2: Submarine Sandbank of la Chambre; 3: Sand dune crests.

34Sa pointe progresse vers l'est dans le chenal, là où les courants générés par les houles et les vagues sont les plus compétents, tandis que ses rebords s'étirent en traînées au nord et au sud près des côtes de Saint-Nicolas et de Drenec, là où les profondeurs sont moindres et l'abri plus important vis-à-vis des courants et des vagues. L'extension de la dune hydraulique est variable dans le temps, tandis que la position de sa pointe s'avance plus ou moins vers l'est. Ces évolutions sont liées au fait que des masses de sable s'en détachent à diverses reprises et constituent des dunes hydrauliques indépendantes de plus petites dimensions et généralement étirées selon une orientation nord-sud. Chacune rejoint le train de dunes qui, au milieu de l'archipel, migrent vers l'est. Certaines d'entre elles finiront donc par rejoindre d'autres îlots de l'archipel et les masses de sable véhiculées de cette manière alimenteront à leur tour leurs plages.

35De la même manière que dans le nord de l'île, l’évolution de la dune hydraulique de la Chambre impacte le trait de côte de la plage du sud-est de Saint-Nicolas (fig. 17). En effet, la confrontation des deux dynamiques met en évidence que la progression vers l'est de la dune hydraulique favorise l'avancée du rivage de la plage, tandis que l'absence (ou la faiblesse) de modifications de la dune hydraulique, ou encore son étalement, conduit plutôt au retrait de la ligne de rivage dans ce secteur de l'île.

Fig. 17 – Comparaison des évolutions concomitantes du banc sableux de la Chambre et du trait de côte sur les 3 profils de la plage du sud-est de Saint-Nicolas entre 1932 et 2009.
Fig. 17 – Comparison of concomitant developments of the sand bank of la Chambre and the coastline of the beach 3 cross-sections southeast of Saint-Nicolas between 1932 and 2009.

Fig. 17 – Comparaison des évolutions concomitantes du banc sableux de la Chambre et du trait de côte sur les 3 profils de la plage du sud-est de Saint-Nicolas entre 1932 et 2009. Fig. 17 – Comparison of concomitant developments of the sand bank of la Chambre and the coastline of the beach 3 cross-sections southeast of Saint-Nicolas between 1932 and 2009.

36Ainsi, de 1932 à 1961, la croissance (en surface) de la dune hydraulique se traduit par une avancée du trait de côte au niveau de la plage du sud-est. Une évolution comparable se produit également de 1969 à 1978. Seule, la croissance observée de 1982 à 1990 aboutit à un résultat inverse ou décalé, puisque l'avancée du trait de côte se produit dans la décennie qui suit. À deux reprises entre ces deux périodes, le retrait de la ligne de rivage coïncide avec la diminution de la dune hydraulique. L'étalement actuellement observé (depuis 1993) de la dune hydraulique apparaît également défavorable à l'alimentation de la plage du sud-est en sédiments. Le positionnement de la dune hydraulique conditionnerait donc l'alimentation en sable de la partie sud de Saint-Nicolas. Dans le même temps, cet étalement peut également atténuer l’amortissement des vagues et des houles et favoriser alors l’amaigrissement de la plage mais, ici aussi, l’analyse planimétrique ne permet pas de caractériser les effets des modifications de la dune hydraulique sur la dissipation de l’énergie des vagues et des houles en avant de la plage. Cependant, cette plage connait un recul constant au cours du temps, même si de petites avancées ralentissent ce processus. La construction puis l'allongement de la cale de débarquement située en amont-dérive de cette plage sont, sans doute conjointement, à l'origine d'une diminution des apports sableux par la dérive littorale agissant sur cette côte. On n'observe pas d'accumulation importante de sables en amont-dérive de l'ouvrage. Par contre l'abri qu'il produit pour le rivage en aval-dérive ne favorise pas l'érosion de la côte qui pourrait fournir des sédiments à la plage du sud-est.

37Le comportement du trait de côte de la plage de l'est est sans doute conditionné par celui de la plage du sud-est. L'érosion de la plage du sud-est lui est bénéfique puisqu'elle se situe en aval-dérive. Néanmoins, le tombolo submersible de Bananec profite également d'une partie des sédiments enlevés par la dérive littorale à la plage du sud-est.

5.2. Evolutions des dunes hydrauliques vers l'est et conséquences sur les accumulations de Guiriden puis de la côte occidentale de Penfret

Le transit des dunes vers l’est et l’évolution de Guiriden

38Dans la partie sud de Saint-Nicolas, la vitesse de progression des dunes hydrauliques dans la Chambre puis au-delà, vers l'est, est estimée en suivant la position de leur crête dans le temps sur les clichés aériens (fig. 18). Deux d'entre elles, identifiées dès 1932 et suivies jusqu'en 2009, année où elles finissent par s'accoler, permettent de définir la variabilité spatiale de leur déplacement : 3,77 m/an en moyenne vers l'ESE entre 1932 et 2009 pour la dune la plus au nord ; 1,46 m/an en moyenne dans la même direction pour la dune au sud. Ces vitesses moyennes varient cependant largement dans le temps en fonction, sans doute, des conditions annuelles d'agitation de la mer et des courants induits par les vagues et les marées. Néanmoins, dans leur parcours vers l'est, ces dunes approchent finalement certains des îlots et îles de l'archipel. Une partie de ces dunes rejoint ainsi Guiriden.

Fig. 18 – Migration d'une dune hydraulique au sein de l'archipel des Glénan entre 1932 et 2009.
Fig. 18 – Travel of a sand wave within the Glenan archipelago between 1932 and 2009.

Fig. 18 – Migration d'une dune hydraulique au sein de l'archipel des Glénan entre 1932 et 2009.Fig. 18 – Travel of a sand wave within the Glenan archipelago between 1932 and 2009.

39Entre 1927 et 2009, les stades successifs de cette migration de dunes hydrauliques vers l'est conduisent l'une d'entre elles, provenant de la Chambre, à rencontrer les hauts-fonds rocheux étendus entre Basse Krenn et Guiriden où elle est déviée de sa trajectoire initiale. Elle suit alors le bord du haut-fond vers le sud-est et se sépare en plusieurs bancs sableux qui longent Guiriden pour s'échapper ensuite vers le nord, entre Guiriden et la Tête-de-Mort (fig. 19).

Fig. 19 – Etapes de la progression et de l'évolution d'une dune hydraulique approchant l'îlot de Guiriden depuis le sud-ouest entre 1927 et 2009.
Fig. 19 – Stages of progression and evolution of a sand dune approaching the Guiriden islet from the south-west between 1927 and 2009.

Fig. 19 – Etapes de la progression et de l'évolution d'une dune hydraulique approchant l'îlot de Guiriden depuis le sud-ouest entre 1927 et 2009. Fig. 19 – Stages of progression and evolution of a sand dune approaching the Guiriden islet from the south-west between 1927 and 2009.

1 : dune hydraulique suivie de 1927 à 2009 ; 2 : banc sableux émergé de Guiriden ; 3 : autres dunes hydrauliques (en 2009) ; 4 : plateforme d’érosion intertidale ; 5 : plateforme d’érosion submergée.
1: Sand dune followed between 1927 and 2009; 2: Sand bank of Guiriden; 3: Other sand dunes (only in 2009); 4: Intertidal erosion platform; 5: Submerged erosion platform.

Fig. 20 – Evolution diachronique de la surface sableuse de Guiriden, de la surface de la dune hydraulique et de sa distance à la plage méridionale de l'îlot.
Fig. 20 – Diachronic evolution of Guiriden island sandy surface compared to the surface of the sandbank and its distance to the southern beach of the island.

Fig. 20 – Evolution diachronique de la surface sableuse de Guiriden, de la surface de la dune hydraulique et de sa distance à la plage méridionale de l'îlot. Fig. 20 – Diachronic evolution of Guiriden island sandy surface compared to the surface of the sandbank and its distance to the southern beach of the island.

1 : surfaces cumulées des dunes hydrauliques au sud de Guiriden (base 100 en 1927) ; 2 : surface sableuse de Guiriden mesurée sur les cartes et les photographies aériennes (base 100 en 1927) ; 3 : distance entre Guiriden et le bord du banc sableux sous-marin (base 100 en 1927). L'axe des ordonnées des distances est inversé pour comparer ce facteur avec les deux autres.
1: Cumulated surfaces of the sand dunes at the south of Guiriden (100 basis in 1927); 2: Sandy surface of Guiriden measured on maps and aerial photographs (100 basis in 1927); 3: Distance between Guiriden and the sand dune (100 basis in 1927). The y-axis of the distance is reversed to compare this factor with the other two.

40Pour cette même période, la comparaison diachronique de la surface sableuse de Guiriden mesurée sur les photographies aériennes, les modifications de la distance séparant la dune hydraulique de la partie sud de la plage de cet îlot, ainsi que les évolutions de la surface de la dune hydraulique mettent en évidence une relation assez nette entre ces trois facteurs. La surface sableuse de Guiriden tend, en effet, à s'accroître lorsque la surface de la dune hydraulique augmente et ce d'autant plus nettement que la distance entre sa limite septentrionale et la plage du sud de Guiriden est minimale. À l'inverse, l'éloignement des divers bancs de sable issus de la dune hydraulique initiale et leur échappée vers le nord conduit à une réduction de la surface sableuse de Guiriden (fig. 20). Pour une part, l'alimentation en sédiments de l'îlot de Guiriden trouve donc son origine dans ces transits sédimentaires sous-marins qui ont préalablement alimenté les plages de Saint-Nicolas. Des décalages temporels peuvent néanmoins exister entre le forçage et la réaction observée de l’accumulation et des temps de latence potentiels doivent être considérés comme c’est le cas entre 1980 et 2000.

Conséquences sur les plages de l'Ouest de Penfret

41Poursuivant leur trajet vers l'est après avoir alimenté les plages de Saint-Nicolas puis de Guiriden, les bancs sableux circulant dans l'archipel se répartissent en éventail de part et d'autre de la Tête de Mort au nord de Guéotec (fig. 2). Penfret constitue alors, en aval-dérive, un obstacle qui dévie les transits sableux vers le nord en direction du chenal du nord-est et vers le sud dans le chenal entre Guéotec et Penfret. Les atterrissements sableux qui en découlent sur les rivages occidentaux de Penfret favorisent alors l'engraissement des plages de Pen Marise, puis, vers le nord, l'engraissement progressif des estrans de l'anse du Phare et enfin leur amaigrissement avant l'arrivée d'un nouveau banc sableux sous-marin.

6. Discussion : vitesses de migration des dunes et bilans sédimentaires à long terme des accumulations littorales

6.1. Rythmes des migrations des bancs sableux et des dunes hydrauliques

Vitesses moyennes de migration sur le long terme

42L'entrée des bancs sableux dans l’archipel se fait par les deux chenaux des Bluniers et de Deuzerat à l'ouest ainsi que par le chenal de Brilimec au sud (fig. 21). Leur déplacement général est orienté d'ouest en est au sein de l'archipel. En amont-dérive ou en aval-dérive des obstacles formés par les îles et les îlots, les directions de migration peuvent être modifiées localement vers le nord-est ou le sud-est. Les entrées par le chenal de Brilimec, à l'est du Loch, puis entre le Vieux-Glénan et Guéotec perturbent quelque peu la circulation générale repoussée vers le nord. Les sorties s'effectuent, quant à elles, au nord et au sud de Penfret qui constitue un obstacle méridien à cette circulation à l'extrémité de l'archipel. Les sédiments sont alors repris dans la dérive générale qui se produit sur la plate-forme vers le chenal de Penfret, à l’est de l’archipel (fig. 3 et 21).

Fig. 21 – Vitesses moyennes et trajectoires de migration des dunes et bancs de sable sous-marins en différents points de l'archipel de 1903, 1927ou 1932 à 2009, à l'intérieur de l'archipel.
Fig. 21 – Average speeds and submarines sand waves and sandbanks migration trajectories at different location within the archipelago from 1903, 1927or 1932 to 2009.

Fig. 21 – Vitesses moyennes et trajectoires de migration des dunes et bancs de sable sous-marins en différents points de l'archipel de 1903, 1927ou 1932 à 2009, à l'intérieur de l'archipel. Fig. 21 – Average speeds and submarines sand waves and sandbanks migration trajectories at different location within the archipelago from 1903, 1927or 1932 to 2009.

1 : îles et îlots ; 2 : zéro hydrographique ; 3 : trajectoire des bancs et dunes sableuses sous-marines ; 4 : vitesse de déplacement en m/an.
1: Islands and islets; 2: Hydrographic zero; 3: Paths of the sandbanks and the sand dunes; 4: Travel speed in m/y.

43Les vitesses moyennes de déplacement (estimées entre 1903 et 1927 ou 1932 et 2009) des bancs et des dunes sous-marines de l’archipel sont variables spatialement et présentent des ralentissements et des accélérations (fig. 21). Elles s'établissent ainsi entre des valeurs moyennes minimales de 1,3 et 1,7 m/an au centre et des valeurs maximales en périphérie : 13,3 m/an à l'extrémité orientale du chenal de Deuzerat, entre Cigogne et le Loch ; 7,9 m/an au nord-ouest de Saint-Nicolas ; généralement proches ou supérieures à 7 m/an à l'ouest de Penfret (fig. 2 et 21). Ces vitesses sont sans doute conditionnées par divers facteurs hydrologiques (courants de marées et vagues) et morphologiques tels que la topographie des fonds, les resserrements produits dans les chenaux sous-marins, les variations de profondeur et la présence d'obstacles en travers des flux. Elles différent quelque peu des valeurs moyennes généralement observées pour des corps sableux sous-marins de dimensions équivalentes.

44Selon Knaapen (2004), les migrations de tels corps sableux seraient de l’ordre de la dizaine de mètres par an en moyenne tout en présentant des variations selon le contexte hydro-morphologique. Ainsi, en milieu estuarien à régime mésotidal, ces valeurs peuvent être nettement plus importantes. À Bahia Blanca (Argentine) dans des profondeurs d’eau inférieures à 10 m, les déplacements de crêtes de dunes sous-marines (longueurs supérieures à 100 m et hauteurs supérieures à 4 m) sont compris entre 65 m/an et 135 m/an selon la hauteur des dunes (Gomez et al., 2010). Pour des côtes exposées, dans les secteurs où la migration des dunes sous-marines s’effectue sous l’effet des forts courants côtiers engendrés par les tempêtes, ces vitesses sont aussi plus rapides. C’est le cas au sud du Sable Island Bank (Nouvelle-Ecosse, Canada), sur la partie méridionale de l’avant-plage de Sable Island. Les crêtes sableuses superficielles de longueurs pluri-kilométriques et de hauteurs pluri-métriques localisées entre 15 et 45 m de fond, migrent à des vitesses de l’ordre de 50 m/an (Dalrymple et Hoogendoorn, 1997). Ces valeurs sont équivalentes à celles observées dans des profondeurs d’une dizaine de mètres au large des côtes de Dunwich dans le Norfolk (Grande-Bretagne) où la migration du banc sableux de Sizewell a été estimée à près de 50 m/an en moyenne entre 1824 et 1965 (Carr, 1979). Des valeurs proches de la moyenne proposée sont toutefois fréquemment enregistrées. En comparant des photographies aériennes de 1942 à 2004, Hollings (2004) a pu estimer entre 10 m/an et 15 m/an la vitesse de déplacement, sous l’action des vagues, du banc sableux subtidal de Tern Island (région de Warnbro Sound, côte ouest de l’Australie) depuis des profondeurs inférieures à 10 m en direction de la plage de Safety Bay. À 1 km au large des côtes du Norfolk (Angleterre), une vitesse de déplacement équivalente est observée pour les bancs sableux de Scroby Sands et de Corton Sands dont les migrations sont respectivement de 1,5 km vers le nord-est entre 1846 et 2000 et de 1 km vers le sud entre 1866 et 2000 (Horrillo-Caraballo et Reeve, 2008). Cependant, sur des périodes pluri-décennales, certains bancs sableux peuvent aussi ne montrer aucune migration significative (Chaumillon et al., 2002) ou enregistrer des déplacements bien plus lents. Par exemple, le Wendine Bank localisé près d’Ostende en Belgique n’a connu qu’une migration d’environ 100 m en 42 ans (Van Lancker et al., 2004 in Kenyon et Cooper, 2005).

45En milieu intertidal, des vitesses supérieures à la dizaine de mètres par an sont généralement enregistrées. Ainsi, sur le littoral de Regnéville, dans l’ouest du Cotentin, la migration de barres de swash longues de 100 à 300 m et hautes de 0,5 à 2 m localisées sur le delta de jusant du Havre ont été observées entre août 1998 et novembre 2003 et de 1972 à 1983. Le déplacement vers la côte est estimé à une vitesse de l’ordre de 35 m/an et le mouvement s’accélère (118 m/an) avant leur rattachement avec la haute plage (Robin et Levoy, 2007). Les vitesses de migration de ces barres sableuses transverses observées pendant une période de 2,5 ans par mesures Lidar réitérées permettent de confirmer les ordres de grandeurs observés sur le plus long terme. Les barres migrent ainsi à des vitesses de 0,5 à 2,5 m/mois, permettant d’estimer entre 10 et 20 m/an le déplacement moyen annuel (Levoy et al., 2013). En baie du Mont-Saint-Michel en contexte mégatidal, Bonnot-Courtois et al. (2004) et Bonnot-Courtois (2012) ont également pu observer des vitesses de déplacement progressivement atténuées depuis le bas vers le haut de l’estran. De 100 m/an en bas d’estran, les vitesses diminuent régulièrement jusqu’à 20 m/an à 5 m IGN puis à quelques m/an au-dessus de 6 m IGN avant de se stabiliser en barrière littorale à la limite du schorre. En comparaison, dans l’archipel des Glénan, les vitesses de migration apparaissent donc plutôt lentes.

Les accélérations temporaires de la migration des bancs et des dunes sous-marines

46À côté des valeurs moyennées sur le long terme (pluri-décennal) dans l’archipel, ces vitesses de déplacement sont variables dans le temps. Sur la période pluri-décennale d'observation permise par l’utilisation des photos aériennes, des vitesses supérieures à 20 m/an sont enregistrées durant certains intervalles de temps alors que ces déplacements n'ont pu être que de 1 à 2 m/an sur d’autres périodes (fig. 22).

Fig. 22 – Vitesses de déplacement moyennes de la dune sous-marine au Nord de Saint-Nicolas entre deux observations sur les clichés aériens.
Fig. 22 – Average travel speeds of the sand bank north of Saint-Nicolas island between two observations on the aerial photographs.

Fig. 22 – Vitesses de déplacement moyennes de la dune sous-marine au Nord de Saint-Nicolas entre deux observations sur les clichés aériens. Fig. 22 – Average travel speeds of the sand bank north of Saint-Nicolas island between two observations on the aerial photographs.

La date utilisée correspond ici à la moyenne entre les deux années des clichés utilisés.
The date used here is the average between the date of the aerial photographs used.

47Cette variabilité peut paraître désordonnée en première approche et relever, entre autres facteurs, tout à la fois de l’action des courants générés par les houles et les vagues entrant dans l’archipel, de l’action des courants dus aux vents locaux s’exerçant sur des fonds recouverts d’une faible tranche d’eau et de l’action des courants de marée. Ainsi, Gelfenbaum et Brooks (2003) estiment à 8 m/an, entre 1951 et 1991, le déplacement moyen vers le sud de barres sableuses transverses établies entre 9 m de fond et la plage nord-ouest d’Anna Maria Island (côte ouest de la Floride). Sur le court terme (8 mois), ces vitesses peuvent néanmoins atteindre 21 m/an et montrer ainsi l’irrégularité des migrations dans le temps. Ces accélérations temporaires irrégulières ne sont pas uniquement attribuées aux courants de marées. Elles apparaissent, en effet, dépendantes des vitesses des courants dus aux vents associés aux passages des fronts froids sur la région. Sur la plate-forme continentale (Manche orientale, Mer du Nord), à des profondeurs d’une dizaine à quelques dizaines de mètres, des accélérations temporaires du déplacement de bancs sableux sous-marins sont également observées sur le court terme durant les périodes où les courants et les agitations engendrés par des conditions de tempête additionnent leurs effets aux forçages tidaux (Berné, 1991 ; Le Bot et al., 2000a ; Le Bot et al., 2000b ; Ferret et al., 2008 ; Ferret et al., 2010 ; Ferret, 2011).

48La variabilité temporelle des vitesses de migration observée dans l’archipel est fondée sur la fréquence à laquelle des photographies aériennes sont disponibles. Elle nécessite donc une certaine prudence pour être interprétée correctement. Elle présente cependant une apparente concordance temporelle avec le phénomène du Saros qui voit se succéder dans le temps et de manière cyclique les années riches en forts coefficients de marée, puis des années plus pauvres. Cette cyclicité nodale de 18,6 années produit une variation périodique de l’amplitude moyenne des marées de l’ordre de 3 % (Gratiot et al., 2008). Elle influence les niveaux moyens des pleines mers et, concomitamment, la capacité de transport des courants tidaux (Oost et al., 1993). Localement, il est possible de déceler, entre autres facteurs, une influence marquée des années riches en forts coefficients de marée dans les phases d’érosion accentuée de certaines accumulations littorales (Hénaff, 2012). Cette influence s’exercerait également sur la vitesse de migration des bancs sableux littoraux. Weill (2010) et Weill et al. (2012) mettent ainsi en évidence une forte influence des cycles tidaux de 4 et 18,6 années dans le développement et la migration des cheniers de Hirel dans la baie du Mont-Saint-Michel. Cette distribution temporelle conduirait ainsi à la succession d'années durant lesquelles les courants de marée seraient plus compétents en périodes de forts coefficients tout en agissant plus fréquemment. Assistés par les houles dominantes, ils accélèreraient périodiquement la migration des dunes hydrauliques et des bancs de sable vers l'aval-dérive au sein de l'archipel.

6.2. Conséquences sur les bilans sédimentaires et la gestion des évolutions des rivages d’accumulation des îles et îlots de l’archipel

49Au total, à raison d’une migration annuelle moyenne de quelques mètres, que l'on peut estimer de l'ordre général de 5 m/an entre 1927 et 2009 (5,4 m/an en moyenne) si l'on tient compte des 28 estimations de vitesses effectuées entre Saint-Nicolas, Drenec, le Loch, Guiriden et Penfret, les déplacements des dunes et bancs sableux de l’archipel des Glénan sont relativement lents. En faisant abstraction de toute évolution des conditions environnementales (élévation du niveau de la mer, modifications morphologiques des accumulations, changements dans les orientations des vents et des houles,…), pour une masse sableuse se présentant dans le chenal des Bluniers entre Drenec et Saint-Nicolas (fig. 21), une période de l'ordre de 760 ans apparaît ainsi théoriquement nécessaire pour qu'elle atteigne les plages de Penfret ; de l'ordre de 320 années sont également requises pour parcourir la distance entre Bananec et Guiriden. Ces vitesses de déplacement semblent par conséquent difficiles à prendre en considération dans les plans de gestion de l'évolution contemporaine des rivages des îles et des îlots et dans l'estimation des impacts d'actions entreprises localement sur les autres éléments du système littoral. Par contre, à l'échelle de chaque île et d'îles contigües, il paraît indispensable de s'en préoccuper au moment d'établir les actions à mener en vue de gérer les évolutions d'une section de rivage. Il s'agit bien sûr d'éviter des impacts négatifs sur les sections de côte en aval-dérive, mais aussi d'apprécier les possibilités futures de compensation d'un déficit temporaire de sédiment dans un compartiment par l'arrivée de nouvelles masses sableuses sous-marines susceptibles d'alimenter les accumulations intertidales. Par exemple, sur la côte nord de Saint-Nicolas, le rythme de passage d'un banc sableux devant la plage du nord-ouest peut être estimé à une quarantaine d'années par les observations (fig. 14). Il s'agit là d'un terme suffisamment proche pour être pris en compte dans toute intervention sur le rivage de cette plage, d'autant qu'il correspond également à l'intervalle de temps nécessaire à la plage du nord-est de l'île pour se recharger aux dépens de la plage du nord-ouest.

7. Conclusion

50Les données établies sur plus de deux siècles conduisent dorénavant à une meilleure appréciation des évolutions des accumulations intertidales des îles et îlots de l'archipel des Glénan et des relations entre les compartiments littoraux sur différents pas de temps. Ces résultats montrent que la dynamique des plages et la cinématique du trait de côte de l'une ou l'autre des îles et, en particulier, de Saint-Nicolas, sur les rivages de laquelle sont actuellement focalisées nos observations, ne sont pas seulement dépendantes des conditions météo-océaniques, et notamment des événements tempétueux qui contribuent à l'érosion des plages et des massifs dunaires. Ces évolutions, ponctuelles dans le temps car elles sont associées à un événement météorologique particulier ou à leur cumul sur une période relativement courte (saison hivernale notamment), s'inscrivent dans une dynamique plus lente et observable sur le long terme que l'analyse engagée à l'échelle de l'archipel permet d'envisager. Cette dynamique concerne à la fois les relations de dépendance existant entre des plages contigües et les migrations de sédiments sur les avant-plages, notamment à Saint-Nicolas. Cette dynamique, valable localement pour l'île, affecte également l'ensemble des fonds de faibles profondeurs de l'archipel des Glénan, ainsi que les accumulations littorales des autres îles et îlots. Les transits sédimentaires sous-marins dans les faibles profondeurs d'eau s'effectuent sous la forme de dunes hydrauliques et de bancs sableux qui empruntent les chenaux de part et d'autre de Saint-Nicolas. Leur progression en avant des plages constitue la source de sédiments pour les parties intertidales, puis pour les dunes littorales alimentées par la déflation éolienne. Au passage de ces formations sous-marines correspond une progradation du rivage en général, mais la poursuite de leur transit vers l'est aboutit à des conditions moins favorables d'alimentation des plages en sédiments provenant de l'avant-plage. Il en résulte alors une érosion du trait de côte qui peut être amplifiée durant les périodes tempétueuses. Ce sont les plages les plus à l'ouest de l'île, c'est-à-dire celles du nord-ouest et du sud-ouest qui sont directement affectées par ces migrations des bancs et des dunes hydrauliques sur les avant-plages. Les évolutions des plages du nord-ouest et de l'est sont, quant à elles, indirectement conditionnées par ces transits sous-marins, dans le sens où leurs évolutions positives dépendent de la vidange des compartiments de plage situés en amont-dérive. La question posée à partir des observations faites sur le rôle joué par ces migrations de dunes hydrauliques dans l'archipel des Glénan, notamment autour de Saint-Nicolas, est de comprendre les mécanismes qui sont à l'origine de leur formation sur la plate-forme ainsi que les rythmes auxquels ils parviennent à se former avant même d'alimenter les plages des îlots de l'archipel.

51Quoi qu'il en soit, après avoir alimenté les estrans et des massifs dunaires des îles en amont-dérive, ces dunes et bancs sous-marins, en migrant vers l'aval-dérive, vont successivement nourrir les accumulations intertidales des autres îles. Cette dynamique implique parallèlement que des aménagements de protection inadaptés réalisés sur une île en amont-dérive auront nécessairement, à terme, des répercussions sur les accumulations littorales des îles en aval-dérive. L'ensemble de l'archipel doit donc être considéré comme un système littoral dans le sens donné par Pinot (1998). D'ores et déjà, en se fondant sur les premiers éléments de ce bilan, il apparaît que dans toute entreprise destinée à la gestion locale des évolutions du littoral, il est nécessaire de tenir compte, non seulement des impacts potentiels à l'échelle locale mais aussi de ceux qui pourraient se produire, si ce n'est à l'échelle du système, au moins à l'échelle des sous-compartiments et compartiments littoraux proches.

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Annexe

Abridged English version

Both to understand the coastal dynamics and to improve coastal management, the relationships between coastal accumulations and nearshore need to be better understood (Cowell et Thom, 1994; Pinot, 1998; Costa et al., 2005; Cowell et al., 2003; Aernouts et Héquette, 2006; Jabbar et al., 2015). The issue is complex because these evolutions are dependent on their sediment budgets, the variability of climatic and oceanic forcings and storms, and the anthropogenic impacts, that act at all time scales (geological, centuries, multi-annual, event, ...; Fenster et Dolan, 1993; Talley et al., 2003; Suanez, 2009; Hénaff, 2012; Hénaff et al., 2013; Brunel et al., 2014). These relations of dependence remain, very often, delicate to highlight because of the latent periods which can exist between the reactions peculiar to each of these compartments. The needs for knowledge in this domain remain thus important (Horillo-Caraballo and Reeve, 2008; Short and Jackson, 2013).

This is the case for the islands of the Glénan archipelago. This archipelago is located in the north of the bay of Biscaye, about 20 km off the southern coast of the Finistère (France; fig. 1). It consists of several little low islands, islets and reefs that extend approximately over 6 km from west to east and 3 km from north to south (fig. 2; Guilcher, 1948; Denize, 1984; Hallégouët, 2001). It corresponds to the summits of a weakly submerged platform of tectonic origin and separated from the mainland by a graben. On both sides of this inclined horst, two underwater channels corresponding to two large grabens run at east and west (fig. 3; Guilcher, 1937, 1948; Pinot, 1966, 1974; Delanoë et al., 1972; Vanney, 1976, 1977; Menier, 2004). Although many islands are shaped in coastal erosion platform, dynamic accumulations of sandy beaches and dunes form the main part of the coastline of several islands. Within the archipelago, the nearshore is also largely composed by sands that extend the beaches under water. The sea bed is here easy to observe due to the brightness of the seawater and to the shallow water depths (< 15 m) around and inside the archipelago.

To understand and also to better manage the sandy coastline dynamics of the coastal accumulations of the islands, field topographic monitoring of the beaches and the dunes are undertaken since 2011. Diachronic comparisons of old maps and more recent aerial photographs (tab. 1) are also used to understand the recent coastal dynamics into the long term evolutions context and in the spatial context of the entire archipelago. This is particularly the case for the Nature reserve of Saint-Nicolas island, for Penfret island and for Guiriden reef. During the historical period and until nowadays, the surface area of the Saint-Nicolas island is progressively reduced (fig. 4 and fig. 5) and the long term trend of its four beaches show a slow but not regular erosion (fig. 6). Recent aerial photos, detailed topographical measurements and field surveys done seasonally at Saint-Nicolas island (fig. 7) show that main coastline recession and dune erosion occur during storms events. During the 2013-2014 winter storms, several meters of dunes were thereby rapidly lost (fig. 8). Beaches and dunes often progress during periods that follow stages of erosion but they can also retreat or progress without storm event. Thus, at the end of the XVIIIth century, Guiriden reef was only a wave cut platform whereas nowadays it is a sandy accumulation almost submerged at high tides (fig. 9 and fig. 10). Since the end of the XVIIIth century, the western coastline of Penfret island also indicates the same kind of evolutions (fig. 11 and fig. 12). The various surveys show also that coastal erosion can occur without severe storm event and that the coastal evolution trends can be in the opposite direction for two neighbouring beaches located on a same island and during the same period. Finally, to explain these observations, there is a need to better understand the rhythm and the modalities of the sediment supply of the beaches of the various islands and especially the relationships that can exist between them and the sandy nearshore dynamics.

From 1932 to 2009, for the northern coast of Saint-Nicolas island, the successive aerial photos show the conjunction between a sandbank incoming from the West, in the direction of the main littoral drift in the archipelago, and the progressive fattening of the northwestern beach (fig. 13). As the sandbank surface area decreases, the western part of the beach becomes eroded and the sand supplies the north-eastern beach (fig. 14 and fig. 15). Then the north-eastern beach becomes eroded and the eroded sand feeds the tombolo that connects Saint-Nicolas island to Bananec island. A sandbank also develops in the channel of La Chambre at the south of Saint-Nicolas island (fig. 16). Its fattening between 1932 and 2009 has also consequences in terms of erosion or sand supply for the southern beach of the island (fig. 17) and the southern face of the tombolo. However the sandbank continues to migrate eastward to the center of the archipelago where it is transformed gradually into dynamic sand waves. The mean velocities of the sand waves inside the archipelago during this period are estimated between 1,46 m/y and 3,77 m/y (fig. 18). During their migration, some of them reach the nearshore of Guiriden (fig. 19). Some relationship can be highlighted between the evolutions of the surface area of the accumulation of Guiriden, the surface area of the sandbanks (which is assimilated here to its volume) and the distance between the north side of the sandbanks and the accumulation that indicates the impacts of the sandbanks and sand waves migration on the development of the Guiriden accumulation (fig. 20). Some of the sand waves also migrate toward the western coastline of Penfret island. The incoming of a new sand wave is followed by a positive evolution of the beaches and the dunes particularly at Pen Maryse beach on Penfret. Then a recession of the coastline occurs when the sandbank desappears and the eroded sands feed the northern and the southern beaches of Penfret before they are evacuated from either side of the island.

Based on the diachronic comparisons of aerial photos, the observations of all the sandbanks and the sand waves from 1903, 1927 or 1932 and 2009 allow to better understand the general migration of sediments on the nearshore of the archipelago (fig. 21). The input of the sandy banks and waves occurs by both the channels of Bluniers and Deuzerat on the West of the archipelago as well as by channel of Brilimec in the South. Their main travel is orientated from west to east in the direction of the main littoral drift. The mean velocities of each of them are very variable depending on their location. The speeds of migration of sandbanks and sand-dunes seem relatively slow when they are compared to speeds observed in shallow waters of other coastal areas both near the coasts (Dalrymple et Hoogendoorn, 1997; Chaumillon et al., 2002; Gelfenbaum et Brooks, 2003) and offshore (Carr, 1979; Knaapen, 2004; Hollings, 2004; van Lancker et al., 2004; Horrillo-Caraballo et Reeve, 2008) and also in estuaries (Gomez et al., 2010) and in the tidal zone (Bonnot-Courtois et al., 2004; Bonnot-Courtois, 2012; Levoy et al., 2013). Nevertheless and irrespective of any variation of other parameters, a mean annual migration of a few meters (5 m/y) implies that a sandbank coming from La-Chambre channel needs finally about 720 years to cross the entire archipelago and reach the western coastline of Penfret island. Of the order of 320 years are also required to the sandbanks or the sand-dunes to travel the distance between Bananec island and Guiriden island. These rhythms of migration seem consequently difficult to consider in the management plans of the contemporary coastal evolution of the islands. Nevertheless, at the scale of each island and of nearby islands, it seems essential to worry about it to define the actions to be led to manage the evolutions of a coastal section. This can avoid negative impacts on the coastal sections downdrift, but can also allow to estimate the future possibilities of compensation of a temporary sediment deficit in a coastal compartment by the incoming of new submarine sandy masses able to feed the coastal accumulations. These velocities are also variable over time. Their variations over time seem to be influenced by the so-called Chaldean period of the tides (fig. 22). Its various impacts (Gratiot et al., 2008) on sediment transport has been already observed and mentioned for several coastal environments (Oost et al., 1993; Weill, 2010; Weill et al., 2012).

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – L'archipel des Glénan au nord du golfe de Gascogne à moins d'une dizaine de milles au sud des rivages méridionaux de Bretagne. Fig. 1 – The Glénan archipelago at the north of the bay of Biscaye, about 10 nM off the southern coast of Brittany.
Légende A : caractéristiques des houles au point Anemoc Coast 2650 ; B : rose des vents au sémaphore de Penmarc’h. A: Waves rose (Anemoc point Coast 2650); B: Wind rose at Penmarc’h.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 536k
Titre Fig. 2 – Bathymétrie simplifiée et toponymie des principaux chenaux, basses, îles et îlots de l'archipel des Glénan. Fig. 2 – Simplified bathymetry and place names of the main channels, shoals, islands and islets of the archipelago Glénan.
Crédits D'après Alloncle N. et al., 2006). After Alloncle N. et al., 2006.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 408k
Titre Fig. 3 – Le bloc basculé des Glénan entre les chenaux de l'île aux Moutons et de Penfret. Fig. 3 – The inclined horst of the Glénan between the two channels of the Île aux Moutons and Penfret.
Légende 1  : terres émergées  ; 2  : roches du socle  ; 3  : roches tertaires  ; 4 : sédiments grossiers ; 5 : sédiments vaseux ; 6 : isobathe 70 m. 1: Land surface; 2: Basement rocks; 3: Tertiary rocks; 4: Coarse sediments; 5: Muddy sediments; 6: Isobath 70 m.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 1,2M
Titre Fig. 4 – Localisation des accumulations étudiées, position diachronique de la ligne de rivage de l'île de Saint-Nicolas (seules quelques situations sont représentées) et localisation des transects utilisés pour estimer les évolutions du littoral. Fig. 4 – Diachronic locations of the coastline of Saint-Nicolas island drawn from old maps, vertical aerial photographs (only a few cases are mapped) and location of the transects used to estimate the coastline evolutions.
Légende 1 : Île Saint-Nicolas en 1795 ; 2 : transect de mesure de l’évolution du trait de côte ; 3 : trait de côte en 1903 ; 4 : trait de côte en 1952 ; 5 : trait de côte en 1977 ; 6 : trait de côte en 2005. Photos – A : plage du nord-ouest vue de l’ouest vers le nord-est ; B : partie occidentale de la plage du nord-est vue depuis l’ouest vers l’est ; C : la plage de l’est vue du nord vers le sud-sud-est ; D : le tombolo reliant Saint-Nicolas à Bananec vu de l’ouest vers l’est-sud-est à mi-marée ; E : plage du sud-est vue de l’ouest vers l’est ; F : L’ensemble plage du sud-est–tombolo–Bananec vu de l’ouest vers l’est. 1: Saint-Nicolas island in 1795; 2: Tansect location; 3: Position of the coastline in 1903; 4: Position of the coastline in 1952; Position of the coastline in 1977; Position of the coastline in 2005. Photos – A: the north-west beach seen from west to north-east; B: the western part of the north-east beach seen from west to east; C: the east beach seen from north to south-south-east; D: the tombolo between Saint-Nicolas and Bananec seen from west to east-south-east at mid-tide; E: the south-east beach seen from west to east; F: the south-east beach, the tombolo and Bananec seen from west to east.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 876k
Titre Fig. 5 – Evolution de la surface (en m²) de l'île Saint-Nicolas depuis la fin du XVIIIe siècle, d'après le tracé du trait de côte. Fig. 5 – Evolution of the surface area (in m²) of the St Nicolas island since the late eighteenth century, according to the drawn of the coastline.
Légende Estimations approximatives, ne prenant pas en compte les erreurs de cartographie ou d'interprétation des documents utilisés. Rough estimates, not taking into account the errors of mapping or interpretation of documents used.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-5.jpg
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Titre Fig. 6 – Positions relatives du trait de côte par rapport à la ligne de rivage de 1786 (position 0) au droit des 12 transects répartis sur les plages de Saint-Nicolas. Fig. 6 – Relative positions of the coastline compared to the 1786 shoreline position (0) obtained from the 12 measurement transects distributed on the beaches of Saint-Nicolas.
Légende De haut en bas : transects 1, 2, 3 et 4 ; transects 5, 6 et 7 ; transects 8 et 9 et transects 10, 11 et 12. From top to bottom: cross-sections 1, 2, 3 and 4; cross-sections 5, 6 and 7; cross-sections 8 and 9; cross-sections 10, 11 and 12.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-6.jpg
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Titre Fig. 7 – Évolution du trait de côte des plages de Saint-Nicolas depuis la mise en place du suivi saisonnier en 2011. Fig. 7 – Evolution of the coastline of the beaches of Saint-Nicolas island since the beginning of the seasonal monitoring in 2011.
Légende A : bilan des évolutions du trait de côte à Saint-Nicolas de 2009 à octobre 2013 et novembre 2013 ; B : valeurs (en mètres) des évolutions du trait de côte constatées par mesure le long des profils 1 à 12 entre les deux dates successives. A: Coastline evolutions between 2009 and November 2013; B: Values (in meters) of the coastline evolutions measured along the cross-sections 1 to 12 between two successive surveys.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-7.jpg
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Titre Fig. 8 – Impacts cumulés des événements météo-marins de l'hiver 2013-2014 sur la position du rivage de Saint-Nicolas entre le 17 octobre 2013 et le 27 février 2014. Fig. 8 – Cumulative impacts of storm events of the winter 2013-2014 on the position of the coastline of Saint-Nicolas island between 17 October 2013 and 27 February 2014.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-8.jpg
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Titre Fig. 9 – Surfaces successives de Guiriden mesurées sur les cartes anciennes et les photographies aériennes au cours de la période 1748-2009. Fig. 9 – Successive areas of Guiriden reef measured on old maps and aerial photographs during the period 1748-2009.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-9.jpg
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Titre Fig. 10 – L'îlot de Guiriden et son évolution historique depuis le milieu du XVIIIe siècle d'après les cartes anciennes et les photographies aériennes. Fig. 10 – The islet of Guiriden and its historical development since the mid-eighteenth century from old maps and aerial photographs.
Légende 1 : Plate-forme d’érosion marine peu végétalisée ; 2 : Plate-forme d’érosion marine végétalisée ; 3 : Sables émergés ; 4 : Sables immergés ; 5 : Sédiments grossiers (graviers, galets). 1: Platform with discontinuous plant cover; 2: Platform with continuous plant cover; 3: Dry sands; 4: Submerged sands; 5: Coarse sediments (gravels, pebbles).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-10.jpg
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Titre Fig. 11 – Evolutions concomitantes des compartiments de plage de la côte occidentale de Penfret de 1785 à 2009. Fig. 11 – Concomitant evolutions of the western beach compartments of Penfret island from 1785 to 2009.
Légende 1 : rivage rocheux ; 2 : rivage sableux ; 3 : engraissement ; 4 : amaigrissement ; 5 : transit sédimentaire important ; 6 : transit sédimentaire réduit. 1: Rocky coastline; 2: Sandy coastline; 3: Retreat; 4: Accumulation; 5: Voluminous sediment transport; 6: Weak sediment transport.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-11.jpg
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Titre Fig. 12 – Evolutions relatives du trait de côte ocidental de Penfret le long des transects 13 à 18 entre 1785 et 2005 (position 0 en 1785). Fig. 12 – Coastline relative evolutions on the western coast of Penfret island along the cross-sections 13 to 18 between 1785 and 2005 (position 0 in 1785).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-12.jpg
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Titre Fig. 13 – Evolution des plages et des bancs sableux du nord-ouest et du nord-est de Saint-Nicolas de 1932 à 2009. Fig. 13 – Northwestern and northeastern beaches and submarine sand banks evolution at Saint-Nicolas island from 1932 to 2009.
Légende 1 : île et îlot ; Plage (accumulation intertidale et prolongement subtidal) ; 3 : banc de sable sous-marin ; 4 : limite d’extension visible de l’accumulation sableuse sous-marine. 1: Island and islet; 2: Intertidal beach and shoreface; 3: Submarine sandbank; 4: Limit of visible extension of the submarine sandy accumulation.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-13.jpg
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Titre Fig. 14 – Relations entre le banc sableux sous-marin et l'évolution des plages du nord-ouest puis du nord-est. Fig. 14 – Relationships between the submarine sand bank and the evolutions of the northwestern beach and then the northeastern beach on the north of Saint-Nicolas island.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-14.jpg
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Titre Fig. 15 – Modèle conceptuel des situations successivement observées sur les deux plages adjacentes du nord-ouest et du nord-est de Saint-Nicolas. Fig. 15 – Conceptual model of the situations successively observed for the two neighbouring beaches on the north of Saint-Nicolas island.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-15.jpg
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Titre Fig. 16 – Mobilité des fonds sableux peu profonds aux Glénan : évolution du banc sableux de la Chambre alimentant les dunes hydrauliques transitant vers l'est de l'archipel d'après l'interprétation des clichés aériens de l'Aéronavale (1932) et de l'IGN (1953 à 2009). Fig. 16 – Evolution of the shallow sandy bottom south of Saint-Nicolas island: sand bank evolution in la Chambre channel supplying the sand waves passing to the east of the archipelago, from the interpretation of aerial photographs of the Aéronavale (1932) and the IGN (1953 to 2009).
Légende 1 : îles et îlots ; 2 : banc de sable sous-marin de la Chambre ; 3 : crêtes des dunes hydrauliques. 1: Islands and islets; 2: Submarine Sandbank of la Chambre; 3: Sand dune crests.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-16.jpg
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Titre Fig. 17 – Comparaison des évolutions concomitantes du banc sableux de la Chambre et du trait de côte sur les 3 profils de la plage du sud-est de Saint-Nicolas entre 1932 et 2009. Fig. 17 – Comparison of concomitant developments of the sand bank of la Chambre and the coastline of the beach 3 cross-sections southeast of Saint-Nicolas between 1932 and 2009.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-17.jpg
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Titre Fig. 18 – Migration d'une dune hydraulique au sein de l'archipel des Glénan entre 1932 et 2009.Fig. 18 – Travel of a sand wave within the Glenan archipelago between 1932 and 2009.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-18.jpg
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Titre Fig. 19 – Etapes de la progression et de l'évolution d'une dune hydraulique approchant l'îlot de Guiriden depuis le sud-ouest entre 1927 et 2009. Fig. 19 – Stages of progression and evolution of a sand dune approaching the Guiriden islet from the south-west between 1927 and 2009.
Légende 1 : dune hydraulique suivie de 1927 à 2009 ; 2 : banc sableux émergé de Guiriden ; 3 : autres dunes hydrauliques (en 2009) ; 4 : plateforme d’érosion intertidale ; 5 : plateforme d’érosion submergée. 1: Sand dune followed between 1927 and 2009; 2: Sand bank of Guiriden; 3: Other sand dunes (only in 2009); 4: Intertidal erosion platform; 5: Submerged erosion platform.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-19.jpg
Fichier image/jpeg, 564k
Titre Fig. 20 – Evolution diachronique de la surface sableuse de Guiriden, de la surface de la dune hydraulique et de sa distance à la plage méridionale de l'îlot. Fig. 20 – Diachronic evolution of Guiriden island sandy surface compared to the surface of the sandbank and its distance to the southern beach of the island.
Légende 1 : surfaces cumulées des dunes hydrauliques au sud de Guiriden (base 100 en 1927) ; 2 : surface sableuse de Guiriden mesurée sur les cartes et les photographies aériennes (base 100 en 1927) ; 3 : distance entre Guiriden et le bord du banc sableux sous-marin (base 100 en 1927). L'axe des ordonnées des distances est inversé pour comparer ce facteur avec les deux autres. 1: Cumulated surfaces of the sand dunes at the south of Guiriden (100 basis in 1927); 2: Sandy surface of Guiriden measured on maps and aerial photographs (100 basis in 1927); 3: Distance between Guiriden and the sand dune (100 basis in 1927). The y-axis of the distance is reversed to compare this factor with the other two.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-20.jpg
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Titre Fig. 21 – Vitesses moyennes et trajectoires de migration des dunes et bancs de sable sous-marins en différents points de l'archipel de 1903, 1927ou 1932 à 2009, à l'intérieur de l'archipel. Fig. 21 – Average speeds and submarines sand waves and sandbanks migration trajectories at different location within the archipelago from 1903, 1927or 1932 to 2009.
Légende 1 : îles et îlots ; 2 : zéro hydrographique ; 3 : trajectoire des bancs et dunes sableuses sous-marines ; 4 : vitesse de déplacement en m/an. 1: Islands and islets; 2: Hydrographic zero; 3: Paths of the sandbanks and the sand dunes; 4: Travel speed in m/y.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-21.jpg
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Titre Fig. 22 – Vitesses de déplacement moyennes de la dune sous-marine au Nord de Saint-Nicolas entre deux observations sur les clichés aériens. Fig. 22 – Average travel speeds of the sand bank north of Saint-Nicolas island between two observations on the aerial photographs.
Légende La date utilisée correspond ici à la moyenne entre les deux années des clichés utilisés. The date used here is the average between the date of the aerial photographs used.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11195/img-22.jpg
Fichier image/jpeg, 135k
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Pour citer cet article

Référence papier

Alain Hénaff, Yannick Lageat, Bernard Hallégouët, Marie Jabbar, Nathalie Delliou et Marion Diard, « Évolutions des accumulations littorales et relations avec les dynamiques d'avant-plage dans l'archipel des Glénan (Sud-Finistère, France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 21 – n° 4 | 2015, 359-384.

Référence électronique

Alain Hénaff, Yannick Lageat, Bernard Hallégouët, Marie Jabbar, Nathalie Delliou et Marion Diard, « Évolutions des accumulations littorales et relations avec les dynamiques d'avant-plage dans l'archipel des Glénan (Sud-Finistère, France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 21 – n° 4 | 2015, mis en ligne le 23 novembre 2015, consulté le 28 juin 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/11195 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.11195

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Auteurs

Alain Hénaff

LETG-Brest Géomer UMR 6554 CNRS – Institut Universitaire Européen de la Mer – Place N. Copernic – 29280 Plouzané – France (alain.henaff@univ-brest.fr).

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Yannick Lageat

LETG-Brest Géomer UMR 6554 CNRS – Institut Universitaire Européen de la Mer – Place N. Copernic – 29280 Plouzané – France (yannick.lageat@univ-brest.fr).

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Bernard Hallégouët

Université de Bretagne Occidentale – 3 Rue des Archives, 29238 Brest – France (bernard.hallegouet@orange.fr)

Marie Jabbar

LETG-Brest Géomer UMR 6554 CNRS – Institut Universitaire Européen de la Mer – Place N. Copernic – 29280 Plouzané – France (marie.jabbar@univ-brest.fr).

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Nathalie Delliou

SEPNB – Bretagne Vivante – 6 Rue de la ville en Pierre – 44000 Nantes – France (nathalie.delliou@bretagne-vivante.org)

Marion Diard

SEPNB – Bretagne Vivante – 6 Rue de la ville en Pierre – 44000 Nantes – France (marion.diard@bretagne-vivante.org)

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