Risques littoraux majeurs - Webissimo

Session 3Risques littoraux majeursPrésidentRapporteurPhilippe COURTIERDirecteur de l’Ecole Nationale des Ponts et ChausséesPhilippe SERGENTDirecteur Scientifique du CETMEFConférence introductive : changement climatiqueConférence introductive : risques littoraux en Baie de SommeCHANGEMENT CLIMATIQUEProjet DISCOBOLE – impact du changement climatiquesur les aménagements maritimesTendances récentes du risque d’inondation sur les côtes françaisesRecherche d’indicateurs géomorphologiques de variation de l’orientationdes houles sur les côtes françaises de l’Atlantique et de la Mancheau cours des 25 dernières années, analyse des donnéeset comparaison avec les données de l’atlas numérique de houle EDF-LNHE.Impact du changement climatiquesur les plages de méditerranée françaises.Premiers résultats du programme MEDD GICC-IMPLITCALCUL DES SURCOTESMéthode opérationnelle de calcul statistique des coteset des états de mer extrêmesHomogénéisation de longues séries de données instrumentalesModèle de prévision des surcotes en GirondeCALCUL DES TSUNAMISPlan Séismes et les tsunamisIntroduction au tsunami de Sumatra de 2004et risque tsunami en Mer LigureModélisation numérique Navier-Stokes/VOF de tsunamisgénérés par glissements de terrainÉROSION MARINEÉrosion marine sur le littoral FrançaisRisque d’effondrement de falaisesINONDATIONS LITTORALESSimulation d’une rupture de digue à Saint-MaloAnny CAZENAVE, Académie des SciencesJean-Christian CORNETTE, SMACOPIDamien VIOLEAU, EDF-LNHEPaolo PIRAZZOLI, CNRS-LGPAlain HENAFF, UBO-GéomerFrançois SABATIER, CEREGEJoël L’HER et Pierre GAUFRES, CETMEFOlivier MESTRE, Météo-FranceMichel BENOIT, EDF-LNHERodrigo PEDREROS, BRGMMansour IOUALALEN , GEOAZURStéphane ABADIE, ISA BTPStephan Grilli, University of Rhode IslandStéphane Glockner, ENSCPBJacques VIGUIER, SOGREAHCarlos OLIVEROS, BRGMPatrick SAUVAGET, SOGREAHObservations et simulations de submersionde dunes en LanguedocImpact des surcotes sur les inondations de cruesObservations on the Impacts of Hurricane KatrinaHugues HEURTEFEUX, EID et Vanessya LABORIE, CETMEFJean-Michel TANGUY, SCHAPIJohn HEADLAND, MOFFATT AND NICHOL (AIPCN USA)

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006PROJET DISCOBOLE : IMPACT DU CHANGEMENTCLIMATIQUE SUR LES AMENAGEMENTS COTIERSThe DISCOBOLE project: Impact of climate change on coastal worksDamien VIOLEAU, Florence LAFON, Thierry BOULET, Michel BENOITEDF R&D, Laboratoire National d’Hydraulique et Environnement6 quai Watier, 78400 ChatouTél : +33 (0)1 30 87 78 31, Fax : +33 (0)1 30 87 80 86, e-mail : damien.violeau@edf.frGérard GOASGUENCETMEF, Département Environnement, Littoral et Cours d’EauxBP 5, 29280 PlouzanéTél : +33 (0)1 30 87 78 31, Fax : +33 (0)1 30 87 80 86, e-mail : damien.violeau@edf.frEn réponse à l’appel à propositions « Vulnérabilité des infrastructures vis-à-vis du changement climatique », émis parle Ministère de l’Equipement, des Transports, du Logement, du Tourisme et de la Mer, EDF R&D s’est associé auCETMEF (Centre d’Etudes Techniques Maritimes et Fluviales), à l’équipe Géomer de l’Université de BretagneOccidentale et au Laboratoire de Géographie Physique (CNRS) pour soumettre dès 2004, et pour une durée de 4 ans,un programme de travail labellisé par le RGCU sous l’acronyme DISCOBOLE (Données pour le dImensionnement desStructures Côtières et des Ouvrages de BOrd de mer à Longue Echéance). L’objectif de ce projet est d’estimerl’évolution à long terme (100 ans) de certaines conséquences du changement climatique sur le climat maritime etcôtier, afin d’améliorer le dimensionnement et la gestion à long terme des ouvrages d’eau (digues, brise-lames, etc.).L’usage intensif de la simulation numérique a permis d’apprécier les tendances passées relatives à la distributionspatiale des surcotes et houles extrêmes sur le littoral français Atlantique / Manche / Mer du Nord. En se donnant deschamps de données météorologiques plausibles pour la fin du XXI e siècle, nous avons également pu estimer l’impact duchangement climatique sur l’évolution de la répartition future des surcotes / décotes extrêmes. Même si la méthodologieretenue est sujette à de nombreuses incertitudes, elle apporte cependant de premiers éléments quantitatifs concernantl’évolution future possible de phénomènes jusqu’alors difficiles à estimer.Answering to the call for proposal « Vulnérabilité des infrastructures vis-à-vis du changement climatique » (equipmentvulnerability to climate change), conducted by the French Ministry of Equipment, EDF R&D signed an agreement withCETMEF (Centre d’Etudes Techniques Maritimes et Fluviales), the Géomer team from the Université de BretagneOccidentale and the Laboratoire de Géographie Physique (CNRS) to submit a proposition regarding a workprogramme covering 4 years since 2004, named Discobole (Données pour le dImensionnement des Structures Côtièreset des Ouvrages de BOrd de mer à Longue Echéance, or in English Data for coastal structure and maritime work longtermdesign). The project aims at predicting the long-term (100 years) behaviour of some consequences of climatechange on maritime and shore climatology, in order to provide a better design and long-term maintenance towaterworks (sea defence, breakwaters, etc.). Numerical simulation allowed us to estimate past trends relative to thespatial distribution of extreme storm surges and wind waves on the French shoreline (Atlantic/English Channel/NorthSea). By building plausible meteorological data fields corresponding to the end of the XXI st century, we alsoinvestigated the effect of climate change on the future evolution of extreme storm surges. Although the methodology issubject to many uncertainties, it points out new quantitative elements regarding the possible future change ofhydrodynamical phenomena which are rather difficult to estimate.1 INTRODUCTIONI.1 Le changement climatiqueL’évolution du climat est aujourd’hui avérée, et son impact sur les aménagements constitue un enjeumajeur de la gestion à long terme des infrastructures, de l’environnement, de l’économie et de la société (voirpar exemple le site www.ipcc.ch). Le milieu maritime et côtier n’y échappe pas, et le coût de conception etd’entretien des ouvrages portuaires et littoraux incite à se préoccuper de l’effet que pourrait avoir lechangement climatique sur les paramètres qui conditionnent leur dimensionnement. Si certains effets sontidentifiés et relativement bien quantifiés (par exemple l’augmentation du niveau moyen de la mer), d’autresen revanche sont mal connus, comme l’évolution future des vagues ou des surcotes extrêmes. C’est dans ce

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006où U, h et η désignent respectivement le vecteur vitesse intégré sur une colonne d’eau (de norme U), lahauteur d’eau et l’élévation de la surface libre, tandis que g est l’accélération de la pesanteur, γ = 2Ω sin λ leparamètre de Coriolis dépendant de la latitude λ et Ω la fréquence de rotation de la Terre. D est un tenseur dediffusion-dispersion, F et S désignent les forces de frottement sur le fond et en surface. Enfin, U w et p atm sontrespectivement le vecteur vitesse du vent à 10 m au-dessus de la surface de l’eau (de norme U w ) et lapression atmosphérique. D, F et S sont donnés parD = νFS( U h), = −4 / 3Ksh( U , h)wij∂U∂xjia=e ⊗ ewi( U )whiUU(2)2où ν ij est un tenseur de diffusion-dispersion, U i les composantes du vecteur U et x i les coordonnéesspatiales, K s un coefficient de Strickler et a w un coefficient d’influence du vent. Pour plus de détails sur leséquations de Saint-Venant et le logiciel TELEMAC-2D, nous invitons le lecteur à consulter [1].UwUw200 kmFigure 1 : étendue, bathymétrie et maillage du modèle utilisé pour simuler les surcotes / décotes.Le modèle est forcé par des données réanalysées de vent et de pression atmosphérique couvrant la période1979-2002, extraites de la réanalyse NCEP2 de la NOAA (www.cdc.noaa.gov). Il couvre une partie del’Atlantique Nord, de la Manche et le Sud de la Mer du Nord (figure 1). Il s’étend jusqu’à 10° de longitudeOuest et est maillé par environ 30 000 éléments finis triangulaires. Sur les bords liquides, l’élévation de lasurface libre est déterminée par une onde de marée astronomique, à laquelle vient s’ajouter une surcotelocale calculée à l’aide de la pression atmosphérique, en faisant l’hypothèse d’un simple équilibrebarométrique. Les surcotes sont calculées par soustraction des résultats de deux simulations, réaliséesrespectivement avec et sans forçage atmosphérique.II.2Le modèle de houleLes simulations de houle sont effectuées avec le logiciel TOMAWAC de modélisation des états de mer,développé par le LNHE avec le soutien du CETMEF [2]. Il s’agit d’un modèle dit de « troisièmegénération », qui résout l’équation d’évolution de la densité spectro-angulaire d’action d’onde de l’état demer :∂N∂t6+ V ⋅ ∇x,kN = ∑ Q i(3)=i 1

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006où N représente la densité spectro-angulaire d’action d’onde, V = ( x &, k & ), x un vecteur position spatiale, kun vecteur d’onde (tous deux à deux composantes), et ∇ x,k un opérateur gradient à quatre composantes. Lescomposantes du vecteur V sont données parkx&= C g+ Ukk&∂σ= ∇h− k ⋅ ∇U∂havec C g la vitesse de groupe des vagues, k la norme de k, h la hauteur d’eau et U le vecteur vitesse intégrésur une colonne d’eau, enfin σ la pulsation relative de la houle. La théorie linéaire de la houle donne :nσC g=k2σ = gk th( kh)1 ⎡ 2khn = ⎢1+2 ⎣ sh 2⎤( kh) ⎥ ⎦(4)(5)Figure 2 : étendue et maillage du modèle océanique utilisé pour simuler les états de mer.Les 6 termes Q i représentent l’effet des phénomènes physiques suivants :· Q 1 : génération par le vent ;· Q 2 : interactions non linéaires entre triplets de fréquences ;· Q 3 : interactions non linéaires entre quadruplets de fréquences ;· Q 4 : dissipation par frottement sur le fond ;· Q 5 : dissipation par déferlement ;· Q 6 : dissipation par moutonnement.Le premier et les trois derniers sont des termes sources / puits (dépendant localement du vent à 10 m de lasurface, de la topographie et des données cinématiques), tandis que le deuxième et le troisième sont destermes de redistribution d’énergie (flux diffusifs). Les expressions donnant ces quantités sont trop complexespour être présentées ici ; le lecteur curieux pourra consulter [3]. En sortie du modèle, le spectre permet de

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006reconstituer des données exploitables pour le dimensionnement d’ouvrages, telles que la hauteur significativeH mo .On utilise pour cette application deux maillages emboîtés de type « éléments finis », avec des résolutionsspatiales différentes. Le premier modèle (dit « océanique ») couvre la partie nord de l’Océan Atlantique, avecune résolution spatiale de 1 degré au large et 20 km le long des côtes françaises (figure 2). Ce modèle estutilisé sans condition de houle incidente aux limites, c’est-à-dire qu’on suppose que toutes les frontièresabsorbent la houle sans réflexion et que tous les états de mer sont générés sur l’emprise couverte par lemodèle. Le second modèle (dit « côtier ») s’étend vers le large jusqu’à la limite du plateau continental, avecune résolution de quelques kilomètres près des côtes françaises (figure 3). Ce modèle est forcé aux limitespar les spectres directionnels de houle calculés par le modèle océanique précité. Dans la version de la base dedonnées d’états de mer utilisée pour le projet DISCOBOLE, les simulations sont effectuées avec un niveaumarin constant correspondant au niveau moyen de marée, et l’effet des courants n’est pas pris en compte. Enrevanche, les processus de réfraction, shoaling et frottement sur le fond sont activés dans les deux modèlesde manière à tenir compte des effets de profondeur finie à l’approche des côtes.Figure 3 : étendue et maillage du modèle côtier utilisé pour simuler les états de mer.Le déferlement bathymétrique est pris en compte dans le modèle côtier seul. On utilise comme forçageatmosphérique les champs de vent issus de la réanalyse ERA-40 du Centre Européen de PrévisionMétéorologique à Moyen Terme (ECMWF) couvrant une période presque identique (à quelques mois près),à savoir 1979-2002. Les champs de vent moyen sont fournis toutes les 6 heures sur une grille rectangulairede résolution 0,5 degré en latitude et en longitude.III CLIMATS PASSE ET ACTUEL DE HOULES ET DE SURCOTES EXTREMESIII.1 Constitution de bases de données contemporainesLe modèle de surcotes / décotes a été calibré et validé sur des séries d’observations émanant desmarégraphes français (base SONEL www.sonel.org). La figure 4 présente un exemple de séries temporellesde surcotes au port de Brest pour le premier trimestre de l’année 1999. D’une manière générale, nous avonsconstaté un bon accord au niveau du comportement global et des pics, ainsi qu’un bon « phasage » des picstout au long de l’année. Ce constat est particulièrement observable au port de Brest présenté ici, où les deuxsignaux se superposent presque parfaitement. Certaines comparaisons se sont en revanche montrées plusdélicates ; au port de La Rochelle par exemple, on observe un signal mesuré beaucoup plus bruité que celuicalculé, avec des oscillations de période de l’ordre de 12 heures. Cet effet lié à la marée peut s’expliquer par

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006un décalage temporel entre la mesure et la prédiction. Enfin, si le modèle donne toujours une bonneestimation pour les valeurs moyennes, on remarque sur certains ports une sous-évaluation des valeurscalculées pour les pics les plus importants. De semblables comparaisons ont été menées sur de nombreuxports sur des périodes d’une année (1999), et sont présentées dans [4].Figure 4 : surcote observée et simulée au port de Brest pendant le premier trimestre 1999.Figure 5 : exemples de diagrammes quantile-quantile de H mo sur la période 1999-2000.

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006La base de données d’états de mer, nommée ANEMOC, a été construite dans le cadre d’une collaborationentre EDF R&D et le CETMEF (voir par exemple [5]). Les modèles de houle ont été calibrés et validés grâceà des données de houlographes (base de données CANDHIS gérée par le CETMEF, disponible souswww.cetmef.equipement.gouv.fr/donnees/candhis/). On présente sur la figure 5, à titre d’exemple, lesdiagrammes établissant la correspondance entre les quantiles (de 1 % à 99 %) des séries temporelles dehauteur significative de houle mesurée et calculée, pour les sites Ouessant, Ile d’Yeu, Les Minquiers et LeHavre (voir localisation sur la figure 3). Les bouées Ouessant et Ile d’Yeu sont directement exposées auclimat de houle de l’océan Atlantique et situées dans des eaux profondes (Ouessant : −110 m CM), àintermédiaires (Ile d’Yeu : −32 m CM). Les bouées Les Minquiers et Le Havre sont situées à l’intérieur de laManche dans des eaux intermédiaires (Les Minquiers : −38 m CM) à peu profondes (Le Havre : −17 m CM).On observe une bonne adéquation entre les résultats des modèles océanique et côtier et les mesures. AOuessant, le biais positif apparent des modèles s'explique en partie par une tendance du capteur MRU, montésur la bouée-phare BEAIII, à sous-estimer systématiquement les fortes hauteurs de houle (tendance, observéepar le CETMEF lors de comparaison avec une bouée Datawell en 2004 ; le filtre utilisé a été modifié en2006 pour corriger cette dérive). Le modèle côtier fournit des résultats très comparables à ceux du modèleocéanique sur ces quatre sites, ce qui est naturel pour les bouées Ile d’Yeu, Les Minquiers et Ouessant,situées assez loin des côtes, mais plus remarquable pour Le Havre, où le modèle océanique fournit déjà debons résultats malgré la profondeur relativement faible (−17 m CM). D’autres comparaisons sont disponiblesdans [5] et [6].Figure 6 : Cartographie de la valeur moyenne (a) et du quantile à 99 % (b) de H mo obtenue avec le modèleocéanique forcé par les vents ERA-40 sur la période 1979-2002.Les paramètres issus des modèles (surcote, H mo , autres paramètres réduits du spectre de houle) sont stockésà chaque point des grilles de calcul avec un pas de temps fixe (30 mn pour les surcotes, 1 heure pour lesparamètres réduits du spectre d’états de mer). On procède ensuite en chaque nœud à un traitement statistiqueautomatisé des séries temporelles de ces paramètres de manière à déterminer des histogrammes, lesdistributions jointes, etc. La figure 6 présente les cartes de la valeur moyenne (a) et du quantile à 99 % (b) dela hauteur significative de houle, établies à partir des résultats du modèle océanique. Les cartes de la figure 7,de résolution plus fine autour des côtes françaises, représentent la valeur moyenne (a) et le quantile à 99 %(b) de la hauteur significative spectrale établies à partir des résultats du modèle côtier. Le quantile 99 %correspond aux hauteurs significatives dépassées 1 % du temps en moyenne : ces cartes offrent donc une vuesynthétique des conditions d’états de mer les plus sévères simulées sur la période 1979-2002 sur le plateaucontinental européen.Un traitement statistique de détermination de valeurs extrêmes a également été mis en œuvre sur les deuxbases de données obtenues. C’est la méthode dite du renouvellement, ou « Peaks Over Threshold » (POT)qui a été privilégiée. Elle consiste à sélectionner un échantillon de pics indépendants en utilisant uneméthode à seuils. On suppose que le processus d’occurrence des pics est poissonnien. La loi choisie pour

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006représenter la distribution des pics de hauteur significative spectrale est la distribution généralisée de Pareto(GPD). Dans le cas des surcotes / décotes, les pics sont supposés répartis selon une loi de type Weibulltronquée au niveau du seuil. Les paramètres des lois sont déterminés par la méthode du maximum devraisemblance. On détermine ensuite l’amplitude des événements de périodes de retour extrêmes (décennale,centennale, etc.). Ces traitements ont été automatisés de manière à tracer des cartes de répartition spatiale dessurcotes, décotes et hauteurs significatives extrêmes de houle correspondant à des périodes de retour de 100ans.Figure 7 : Cartographie de la valeur moyenne (a) et du quantile à 99 % (b) de H mo obtenue avec le modèle côtierforcé par les vents ERA-40 sur la période 1979-2002.La figure 8 présente ainsi la répartition des surcotes et décotes centennales. On remarquera les valeursimportantes affichées en Manche, et notamment en Baie de Somme. Ces valeurs doivent faire l’objet d’uncommentaire important : les surcotes considérées ici sont en effets issues d’un traitement numérique, et seprésentent ainsi comme des valeurs instantanées, soit comme la différence (à un instant donné) entre leniveau simulé et le niveau prédit par la théorie de la marée astronomique. Or, la surcote utilisée parl’ingénieur lors du dimensionnement d’un ouvrage est définie de manière un peu différente : il s’agit en effetd’une différence entre niveaux de pleine mer (figure 9). Il arrive que ces deux surcotes soient fort différentes(la surcote instantanée étant toujours supérieure à la surcote de pleine mer), car le signal observé peutprésenter un maximum décalé dans le temps par rapport au signal astronomique. Nos calculs ont montré qu’ilen est ainsi dans la Manche, notamment dans la région de la Baie de Somme, où les surcotes de pleine mersont notablement inférieures à celles apparaissant sur la figure 8. Ce fait est cependant probablement de peud’importance pour l’objectif du projet DISCOBOLE, qui a pour but, rappelons-le, de déterminer l’impact duchangement climatique sur ces phénomènes.III.2 Analyse des tendances passéesL’étape suivante de notre projet a consisté à déterminer d’éventuelles tendances à l’évolution dans lesséries de surcotes et houles extrêmes issues de nos modèles. Nous avons utilisé pour cela une méthodedéveloppée au Laboratoire de Mathématiques de l’Université d’Orsay, fondée sur la théorie des extrêmes etvalidée notamment à EDF R&D pour le traitement de données de températures [7]. Pour s’affranchir ducycle saisonnier que présentent nécessairement nos données (corrélées aux données météorologiques), ontravaille sur la saison la plus propice à l’apparition de valeurs élevées ; puis on recherche une loi polynomialeapprochant au mieux les paramètres de la loi de Pareto gouvernant la répartition des valeurs extrêmes. Si ledegré du polynôme est nul, alors la série concernée peut être considérée comme stationnaire. On trouvera desinformations plus complètes sur cette phase du projet Discobole dans [8].

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006Figure 8 : Cartographies des surcotes (à gauche) et décotes (à droite, en valeur absolue) centennales obtenuespar simulation numérique et traitement par la méthode du renouvellement sur la période 1979-2002. Il s’agit desurcotes instantanées, qui ne doivent pas être utilisées telles quelles pour le dimensionnement d’ouvrages.niveauSurcote depleine merSurcoteinstantanéetempsPleine merthéoriquePlein merobservéeFigure 9 : différence entre surcote instantanée et surcote de pleine mer. Letrait plein représente la marée théorique, tandis que le signal observé(incluant la surcote) est représenté en pointillés.Ce procédé a été mis en œuvre sur nos séries temporelles obtenues par simulation numérique pour 19points répartis sur le domaine couvert par le modèle numérique de surcotes. Ce travail a permis de conclureque la fréquence des surcotes extrêmes est stationnaire sur la période considérée de 24 années, pour tous lespoints examinés. Il en va de même de leur intensité. En d’autres termes, le climat de surcotes extrêmes peutêtre considéré comme stationnaire sur la période retenue. Ces résultats confirment en partie l’analyse faite

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006par Pirazzoli et al. [9] à partir de séries de mesures ponctuelles de surcotes s’étendant sur de plus longuesdurée, même si cette étude (fondée sur une autre méthode) met en évidence de faibles tendances (à la hausseou à la baisse) sur certains ports. L’étude [9] a également montré que les éventuelles évolutions sonthétérogènes le long de la période couverte par nos modèles, c’est-à-dire qu’on peut assister à des tendances àla hausse suivies de baisses d’une décennie à l’autre.Vent (m/s)Pression (Pa)Amplitude du ventPressionFigure 10 : Cartographies de l’évolution de l’amplitude du vent à 10 m au-dessus de la surface de la mer et de lapression atmosphérique au niveau de la mer, moyennée sur l’ensemble des deux périodes de 30 ans couvertespar le modèle du DMI.22 points du domaine océanique de houle ont été traités de la même manière, sur les séries de hauteursignificative, pour aboutir à des conclusions similaires : il semble que le climat de houles extrêmes soitglobalement stationnaire sur le dernier quart de siècle. Là encore, des publications antérieures viennentpartiellement confirmer notre travail : des études couvrant l’ensemble de l’Océan Atlantique Nord et les 40dernières années ont montré qu’une certaine variabilité existe, mais qu’elle dépend essentiellement de ladécennie d’observation [10]. Cette étude montre également que les côtes françaises sont sujettes à de trèsfaibles augmentations de hauteur significative (inférieures à 1 cm par an, voire encore moins), ce quiconfirme notre analyse.IV EVOLUTION FUTURE DES SURCOTES EXTREMESIV.1 Choix des données météorologiquesCompte tenu de l’accélération du changement climatique généralement prévue, nous nous intéressons àprésent aux possibles variations futures des données dimensionnantes retenues. Nous nous limiterons dans cequi suit à l’étude de l’évolution des surcotes, le travail concernant la houle n’étant pas achevé à l’heure oùces lignes sont écrites. La méthodologie retenue consiste à faire tourner le modèle de surcotes déjà présenté,muni de données d’entrées météorologiques modifiées prenant en compte l’effet du changement climatique àl’horizon 2100. Pour ce faire, nous avons retenu les résultats du projet international PRUDENCE. Nous yavons choisi les données fournies par le Danish Meteorological Institute (DMI, voir le sitewww.prudence.dmi.dk), qui se présentent sous la forme de champs de vents (intensité seule) et de pressionatmosphérique variables en temps et en espace. Le DMI propose deux séries de données, l’une correspondantà la période passée 1961-1991 (que nous appellerons dans la suite « climat actuel »), l’autre à la périodefuture 2071-2101 (« climat futur », correspondant à la période actuelle + 110 ans). Ces données ont été

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006obtenues grâce à un modèle climatique prenant en compte l’augmentation de gaz à effets de serre dansl’atmosphère, selon l’un des scénarios identifiés par l’Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), àsavoir le scénario A2 (considéré comme plutôt défavorable, voir www.ipcc.ch).Les données du DMI on ensuite été moyennées dans le temps, de manière à obtenir des champs spatiauxseuls. Nous avons en effet constaté que la variabilité dans le temps des deux séries de données est très faible,seul l’écart entre les deux séries présentant des valeurs notables (voir figure 10). Cependant, afin de prendreen compte les variations saisonnières, nous avons construit des champs variables d’un mois sur l’autre. Lesdifférences entre les deux séries de données (climats actuel et futur) ainsi traitées ont été alors additionnéesaux données météorologiques qui ont servi à établir la base de données de surcotes / décote présentée plushaut. On obtient alors une nouvelle base de données de surcotes, correspondant en principe à la période2089-2112 (base « actuelle » + 110 ans).IV.2 Climat de surcotes à l’horizon 2100Les données obtenues sont traitées statistiquement de la manière déjà présentée, pour obtenir des champsspatiaux d’évolution de surcotes et décotes centennales correspondant à la différence entre le climat de la findu XXI e siècle et le climat présent, présentés en figure 11. Avant de procéder à des commentaires, nousvoulons insister sur le fait que les résultats présentés ici sont sujets à des incertitudes probablementsignificatives, et en tous cas difficiles à apprécier, principalement dues à 1) l’incertitude inconnue concernantles données relatives au climat « futur » retenu pour cette étude ; 2) le recours à un modèle numérique calibréet validé sur des données correspondant au climat présent ; 3) le fait que nous considérons ici des surcotesinstantanées et non des surcotes de pleine mer, ces dernières pouvant être sujettes à des variations futures untant soit peu différentes ; enfin 4) l’utilisation d’un traitement statistique sur un grand nombre de points grâceà une procédure automatisée pouvant aboutir à des erreurs dans la détermination des valeurs extrêmes.Figure 11 : Cartographies de l’évolution des surcotes (à gauche) et décotes (à droite, décotes comptées en valeurabsolue) centennales à l’horizon 2100, obtenues par simulation numérique et traitement par la méthode durenouvellement sur une période de 24 ans. Il s’agit, compte tenu des incertitudes de la méthodologie retenue, devaleurs indicatives. La ligne continue noire correspond à une évolution nulle.Ces remarques préliminaires étant faites, on peut observer sur la figure 11 que les surcotes extrêmes sontgénéralement sujettes à une augmentation, en particulier dans la Manche, mais décroissent à certainsendroits, notamment sur la façade Atlantique. Cette réduction est très modérée (de l’ordre de 5 cm), tandis

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006que les augmentations atteignent 30 à 35 cm en Mer du Nord mais restent globalement de l’ordre de grandeurde 15 à 20 cm.Rappelons que les décotes extrêmes, quant à elles, sont présentées ici en valeur absolue, si bien qu’uneaugmentation correspond à une décote plus élevée, une diminution à une décote plus faible (donc à un niveauglobal plus élevé). La partie droite de la figure 11 ne permet pas de déceler de tendance claire. Les décotesfluctuent autour de ±10 cm, sauf en Mer du Nord où un accroissement plus notable est visible. On peutégalement mettre en évidence une légère tendance à l’augmentation en Manche et à la décroissance enAtlantique. Toute fois, des conclusions nettes exigeraient une analyse plus raffinée. D’une manière générale,il est clair que des conclusions définitives ne pourront être dressées qu’après des simulations plusnombreuses, fondées sur différents scénarios de changement climatique et / ou utilisant différentes sourcesde données de vent en entrée.VCONCLUSIONSL’usage intensif de la simulation numérique est appelé à devenir un outil classique pour la construction debases de données utilisables pour des applications concrètes en hydraulique environnementale. Dans lecontexte du dimensionnement d’ouvrages côtiers, cette approche nous a permis d’apprécier les tendancespassées relatives à la distribution spatiale des surcotes et houles extrêmes sur le littoral français Atlantique /Manche / Mer du Nord. En se donnant des champs de données météorologiques plausibles pour la fin duXXI e siècle, cette approche nous avons également pu estimer l’impact du changement climatique surl’évolution de la répartition future des surcotes extrêmes. Même si la méthodologie retenue est sujette à denombreuses incertitudes, elle apporte cependant de premiers éléments quantitatifs concernant l’évolutionfuture possible de phénomènes jusqu’alors difficiles à estimer.L’usage d’une méthode semblable pour estimer l’évolution possible des paramètres de houles extrêmespour la fin du siècle ne devrait pas poser plus de difficultés (mais sera bien entendu sujette aux mêmesincertitudes), et constituera la prochaine étape du projet DISCOBOLE. L’impact de ces évolutions sur le coûtdu dimensionnement des ouvrages sera examiné dans une ultime phase de travail à partir d’exemples réels.Le lecteur intéressé par de plus amples résultats et commentaires peut consulter le site internet du projethttp://discobole.cetmef.equipement.gouv.fr/discobole/.VI REMERCIEMENTSLe projet DISCOBOLE reçoit les subventions du Ministère Délégué à l’Enseignement Supérieur et à laRecherche et du Ministère de l’Ecologie et du Développement Durable.VII REFERENCES[1] Hervouet J.-M. (2007). – Hydrodynamics of Free Surface Flows, Wiley.[2] Benoit M., Marcos F., Beck F. (1996). – Development of a third generation shallow-water wave modelwith unstructured spatial meshing, proceedings XXV e Int. Conf. Coastal Eng., ASCE, Orlando (Floride),pp. 465-478.[3] Komen G.J., Cavaleri L., Donelan M., Hasselman K., Hasselman S., Janssen P.A.E.M. (1994). –Dynamics and Modelling of Ocean Waves, Cambridge Univ. Press.[4] Boulet T., Violeau D. (2005). – Projet Discobole. Contribution à la Tâche 1 : construction d’une basede données numérique de surcotes sur le littoral français, rapport EDF R&D / LNHE n° HP-75/05/014/A.[5] Lafon F., Benoit M. (2005). – Projet Discobole. Contribution à la Tâche 1 : construction d’une base dedonnées numérique de houle sur le littoral français, rapport EDF R&D / LNHE n° HP-75/05/015/A.[6] Lafon F., Benoit M. (2006). – Estimation of extreme wave conditions from hindcast simulations withapplications to the wave climate along French coasts, proceedings XXX e Int. Conf. Coastal Eng., SanDiego (Californie), in press.

VI e Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF, Paris, 4-7 décembre 2006[7] Parey S., Dacunha-Castelle D., Laurent C., Oppenheim G. (2007). – Trends and climate evolution:statistical approach for very high temperatures in France, Climatic Change (sous presse).[8] Goasguen G. (2006). – Projet Discobole. Contribution à la Tâche 3 : analyse statistique de tendancespassées sur les houles et les surcotes, rapport CETMEF / DELCE.[9] Pirazzoli P.A., Costa S., Dornbush U., Tomasin A. (2005). – Recent evolution of surge-related eventsand assessment of coastal flooding risk on the eastern coasts of the English Channel. Ocean Dynamics,DOI 10.1007/s10236-005-0040-3 (sous presse).[10] Wang X.L., Swail V.R. (2001). – Trends of Atlantic wave extremes as simulated in a 40-yr wavehindcast using kinematically reanalysed wind fields, Journal of Climate, 15, 1020-1035.

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreTENDANCES RECENTES DES FACTEURS QUI CONTRIBUENTAU RISQUE DE SUBMERSION SUR LES CÔTES ATLANTIQUESFRANÇAISESRecent Trends for Flooding Risk-related Factors on the Atlantic coasts ofFrancePaolo Antonio PirazzoliCNRS – Laboratoire de Géographie Physique1, Place Aristide Briand, 92195 Meudon cedex, FranceTél: +33 (0)1 45 07 55 58, Fax: +33 (0)1 45 07 58 30, e-mail: pirazzol@cnrs-bellevue.frCette étude présente des résultats préliminaires obtenus dans le cadre du projet DISCOBOLE, qui se propose d’estimerl’évolution à long terme de certaines conséquences du changement climatique, dans le but d’améliorer ledimensionnement et la gestion des ouvrages maritimes. Si le niveau moyen de la mer tend à croître un peu partout, surles côtes atlantiques françaises, il s’élève plus rapidement que la moyenne à Saint-Jean-de-Luz, aux Sables-d’Olonne etau Conquet, suggérant l’existence de phénomènes de subsidence. Cependant, l’évolution climatique récente n’est pasdéfavorable, puisque les vents qui provoquent des surcotes tendent à diminuer en fréquence ou en vitesse, ou à resterplutôt stables. De même, la durée des épisodes de dépression atmosphérique diminue le plus souvent. Parmi lestendances qui sont susceptibles de contribuer au risque d’inondation littorale, les plus significatives sont résuméesqualitativement dans des graphiques. D’autres résultats du projet sont disponibles sur internet(http://discobole.cetmef.equipement.gouv.fr/discobole/).Recent trends for flooding risk-related factors on the Atlantic coasts of FranceThis study summarizes preliminary results obtained in the framework of the DISCOBOLE Project, that aims atestimating the long-term evolution of certain consequences of climate change, in order to improve the design and themanagement of maritime constructions. The mean sea level tends to increase more or less everywhere along the FrenchAtlantic coasts. However, the rise is greater than average at Saint-Jean-de-Luz, Sables-d’Olonne and Le Conquet,suggesting the occurrence of subsidence phenomena. Nevertheless, the recent climatic evolution is not unfavourable,since surge-related winds tend to decrease in frequency and speed, or to remain almost stable. The duration of lowatmospheric pressure occurrences tends also to decrease. The most significant among the trends that are liable tocontribute to the coastal flooding risk are summarized graphically. For other results of the project, see on the internet:http://discobole.cetmef.equipement.gouv.fr/discobole/IINTRODUCTIONDans le cadre du projet DISCOBOLE, une étude statistique a analysé l’évolution des niveaux marins et desconditions météorologiques au cours des dernières décennies sur l’ensemble du littoral de l’Hexagone, àpartir des enregistrements horaires de 36 stations marégraphiques et des mesures tri-horaires de stationsmétéorologiques localisées à proximité des marégraphes [1]. L’inventaire des mesures utilisées pour lescôtes atlantiques est présenté dans le Tableau 1.L’étude a comporté plusieurs étapes : 1) Variations des niveaux de la marée, avec détermination deshauteurs horaires maximales et minimales annuelles et estimation de leur tendances. 2) Calcul dessurcotes/décotes horaires (définies comme la différence entre la marée observée et la marée astronomique aumême moment), des valeurs annuelles du niveau moyen de la mer et de leurs tendances. 3) Déterminationdes facteurs météorologiques (surtout le vent et la pression atmosphérique) qui contribuent audéveloppement de surcotes importantes et de leur évolution.Faisant suite à un article qui montre les résultats obtenus dans la partie orientale de la Manche [2], cettenote présente une synthèse des résultats les plus significatifs obtenus pour les côtes atlantiques.

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreII RÉSULTATSII.1NIVEAU MOYEN DE LA MERPour le niveau de la mer, les tendances les plus fiables sont celles fondées sur les valeurs annuelles duniveau moyen, qui montrent presque partout une tendance plus ou moins forte à l’élévation. Le GIEC [3]considère comme « normale », pour le dernier siècle, une élévation du niveau de la mer comprise entre 0,1 et0,2 cm/an. Or, dans certaines stations, cette « normalité » est nettement dépassée, ce qui suggère la présenced’un phénomène de subsidence. Il s’agit de Saint-Jean-de Luz (+0,61±0,25 cm/an), des Sables-d’Olonne(+0,68±0,16 cm/an) et du Conquet (+0,31±0,04 cm/an) (Fig. 1). Les tendances ont été déterminées par desrégressions linéaires dont la pente a été comparée à l’écart type (σ) pour estimer sa signification statistique.Sigma (σ) évalue la possibilité d’une pente différente de zéro avec une probabilité de 68% (ou 1,96σ donne p=95% ; 2 ,58σ donne p =99%). Pour les autres stations, il n’en reste pas moins que si la tendance « normale »récente devait se poursuivre, elle conduirait, après quelques décennies, à un accroissement du risqued’inondation littorale non négligeable, même en l’absence de l’élévation supplémentaire du niveau global dela mer qui est prévue par les modèles climatiques pour le siècle présent.II.2L’ÉVOLUTION DES SURCOTESSur les côtes atlantiques, où le marnage dépasse généralement 5 m, les hauteurs de surcote supérieures à1,5 m sont rares. Or, si l’on excepte Saint-Jean-de-Luz et Port-Tudy, qui montrent une légère tendance àl’accroissement statistiquement peu significative, pour toutes les autres stations des côtes atlantiques latendance prédominante pour les surcotes maximales annuelles est à la baisse, parfois de façon nette. ABoucau la baisse atteint –0,57±0,27 cm/an (p>95%) ; à Saint-Gildas –0,68±0,44 cm/an (p >87%) ; à Saint-Nazaire –1,61±0,80 cm/an (p >95%). La cause de cette baisse peut être recherchée dans l’évolutionconcomitante des vents de surcote et de la durée des dépressions atmosphériques.II.3L’ÉVOLUTION DES VENTS DE SURCOTEEn général les tempêtes de nord-ouest à sud-ouest, qui tendent à accumuler de l’eau océanique vers la côte,provoquent des surcotes. Pour les directions locales des vents de surcote (directions mesurées au moment oudans les 5 heures précédant des surcotes au-dessus d’un seuil donné), il s’agit essentiellement des vents desud-ouest ou d’ouest, avec parfois une composante de sud [Saint-Jean-de-Luz (Fig. 2a), La Rochelle (Fig.2b)] ou même, parfois de sud-est (Sables-d’Olonne, Concarneau) (non montrés).En confirmation de résultats partiels antérieurs [4,5], l’évolution climatique récente ne semble pasparticulièrement favorable à l’augmentation du risque d’inondation pour les stations françaises des côtesatlantiques, puisque les vents de surcote diminuent en fréquence ou en vitesse ou restent plutôt stables. Seuleexception, les Sables-d’Olonne (non montré), où la fréquence semble s’accroître depuis deux décennies,après avoir diminué au cours des décennies antérieures. Partout ailleurs la diminution de fréquence estprédominante, particulièrement nette à Saint-Jean-de-Luz et à Port-Bloc (Fig. 2a). Quant à la vitessemaximale annuelle des vents de surcote, elle diminue nettement partout sur les façades nord-occidentales dela France (Fig. 2a,b).II.4DÉPRESSIONS ATMOSPHÉRIQUESComme les vents qui tendent à accumuler le l’eau vers la côte, les dépressions sont aussi un facteur quiinfluence les surcotes, puisqu’elles entraînent une réponse hydrostatique de la mer (qui réagitapproximativement comme un baromètre inversé). La durée d’une dépression augmente les chances de voirla surcote qui accompagne la perturbation météorologique se prolonger jusqu’à un moment de marée haute.Dans la pratique, on détermine le nombre d’heures par an au cours desquelles une dépression est restéeinférieure à une valeur significative pendant au moins 9 heures consécutives. Pour les mesures tri-horaires,ceci revient à déterminer, pour chaque année, le nombre de mesures qui font suite à au moins trois autresmesures tri-horaires consécutives. On constate (Fig. 3) que la durée des épisodes de dépression

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreatmosphérique diminue le plus souvent sur les côtes françaises, témoignant d’une amélioration presquegénéralisée du climat. Seule exception à Socoa (pour les situations de surcote à Saint-Jean-de-Luz), oùcependant la probabilité (61%) de l’accroissement n’atteint pas un seuil statistiquement significatif.IIICONCLUSIONSAfin de donner une vue d’ensemble de l’évolution récente des tendances dont les niveaux extrêmescontribuent au risque d’inondation littorale, les tendances les plus marquées ont été résumées sommairement,pour un aperçu qualitatif d’ensemble, dans la Fig. 4.Pour chaque station marégraphique, l’évaluation proposée tient compte d’une part des tendances du niveaumarin (essentiellement du niveau moyen de la mer) et d’autre part de l’évolution des élémentsmétéorologiques qui provoquent des surcotes : la fréquence et la vitesse des vents significatifs et de façonsecondaire la durée des événements cycloniques. Afin de parvenir à une comparaison au moins qualitativeentre des situations souvent différentes, des seuils ont été fixés arbitrairement et les tendances ont étéreprésentées par des flèches. Les seuils qui déterminent l’aspect des flèches ont été arbitrairement fixés à±0,4 ±0,2 et ±0,1 cm/an pour les tendances du niveau moyen de la mer, à ±0,2 et ±0,1 %/an pour lafréquence des vents, à ±0,1 et ±0,05 m/s/an pour la vitesse des vents et à ±1 et ±0,3 observations tri-horairespar an pour la durée des situations cycloniques. Ces seuils correspondent respectivement, sur 50 ans, à desvariations de 20, 10 et 5 cm pour le niveau de la mer, à une variation de 10 et 5 % (par rapport au total desobservations) de la fréquence des vents de surcote, à 5,0 et 1,5 m/s pour la vitesse des vents et à 150 et 45heures par an de durée au-delà de 9 heures consécutives pour les dépressions atmosphériques significatives.Il s’agit donc d’effets comparables à ceux que l’on peut attendre, d’après les modèles climatiques, à la suited’un réchauffement climatique à l’échelle globale. Cependant, il ne faudrait pas interpréter ces tendances defaçon trop simplificatrice et leur appliquer une valeur autre que d’indication qualitative. Pour une analyseplus approfondie il faudra tenir compte non seulement des différents éléments qui ont contribué à définir cestendances, mais également des indications fournies par la modélisation.Il ne faut pas oublier, enfin, que pour les séries d’enregistrements insuffisamment longues ou présentantdes lacunes les tendances trouvées doivent être interprétées avec prudence. En outre, cette étude n’a pas tenucompte d’éventuels changements dans la houle qui, à marée haute, accroît les risques de submersion. Enfin ily a eu, pendant les périodes d’observation, peu de fortes surcotes coïncidant avec des marées astronomiquesélevées.IVREMERCIEMENTSCe travail est une contribution au projet DISCOBOLE (Ministère de l’Environnement et duDéveloppement durable et Ministère de la Recherche).VREFERENCES ET CITATIONS[1] Pirazzoli, P.A. (2005). - Projet DISCOBOLE : Contribution aux Tâches 1 et 3 : statistiques des niveauxmarins et des conditions météorologiques sur le littoral français. CNRS – Laboratoire de GéographiePhysique, Meudon, 126 p.[2] Pirazzoli, P.A., Costa, S., Dornbusch, U. & Tomasin, A. (2006). - Recent evolution of surge-relatedevents and assessment of coastal flooding risk on the eastern coasts of the English Channel. OceanDynamics, 56, 498-512.[3] IPCC (2001). – Climate change 2001: the scientific basis. Cambridge University Press, 881 p.[4] Pirazzoli, P.A. (2000). – Surges, atmospheric pressure and wind change and flooding probability on theAtlantic coast of France. Oceanologica Acta, 23, 643-661.[5] Pirazzoli, P.A. (2002). – Evolution du niveau moyen de la mer et fréquence des tempêtes : certitudes etincertitudes. La Houille Blanche, 2, 83-85.

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreLEGENDES DES FIGURESFigure 1 : Tendances de variation du niveau moyen de la mer sur les côtes atlantiques.Figure 2 : Direction, fréquence et vitesse maximale des vents de surcote à proximité de stationsmarégraphiques. a) : Saint-Jean-de-Luz, Boucau, Arcachon, Port-Bloc. b) : La Rochelle, Saint-Gildas,Brest, Le Conquet.Figure 3 : Tendances récentes de la durée (dépassant 9 heures consécutives) de dépressionssignificatives pour la formation de surcotes sur les côtes atlantiques.Figure 4 : Résumé qualitatif des tendances récentes contribuant au risque d’inondation sur les côtesatlantiques.Tableau 1. . Inventaire des données marégraphiques horaires et des données météorologiques trihorairesutilisées pour les côtes atlantiques.

Tableau 1. Inventaire des données marégraphiques horaires et des données météorologiquestri-horaires utilisées pour les côtes atlantiques.StationmarégraphiqueStation météorologiquede référenceNomPériodes disponibles(données manquantes)NomPériodesdisponibles(donnéesmanquantes)Saint-Jean-de-Luz 1985-97 (12%) Sém. Socoa 1989-2004 (

Hauteurs >ZH (cm)Saint-Jean-de-Luz2592572552532512492472451985 1987 1989 1991 1993 1995Niveau moyen de la merRégr. = +0,61 +/- 0,25 cm/an (p >99%)Hauteurs >ZH (cm)262260258256254252250248246244Boucau (Bayonne)1967 1970 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2001Niveau moyen de la merRégr. =+0,035 +/- 0,067 cm/an (p=39%)Hauteurs >ZH (cm)335330325320315310Le Verdon, Port-Bloc195919621965196819711974197719801983198619891992199519982001Niveau moyen de la merRégr. =+0,08 +/- 0,08 cm/an (p=69%)Hauteurs >ZH (cm)4003953903853803753703651941La Rochelle19481955196219691976198319901997Niveau moyen de la merRégr. =+0,21 +/- 0,05 cm/an (p>99%)Hauteurs >ZH (cm)3333313293273253233213193171989Les Sables-d'Olonne1991199319951997Niveau moyen de la mer199920012003Régr. = +0,68 +/- 0,16 cm/an (p >99%)Hauteurs >ZH (cm)Saint-Gildas3183163143123103083061962196519681971197419771980198319861989Niveau moyen de la merRégr. =+0,10 +/- 0,08 cm/an (p=77%)Hauteurs >ZH (cm)324321318315312309306Saint-Nazaire196519671969197119731975197719791981198319851987Niveau moyen de la merRégr. =+0,08 +/- 0,11 cm/an (p=51%)Hauteurs >ZH (cm)Port-Tudy3253203153103051966196919721975197819811984198719901993Niveau moyen de la merRégr. = -0,05+/-0,08 cm/an ? (p=45%)420Brest405Le ConquetHauteurs >ZH (cm)4154104054003953901860 1870 1880 1890 1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000Niveau moyen de la mer Régr. =+0,125 +/- 0,007 cm/an (p>99%)Hauteur >ZH (cm)400395390385380197119741977198019831986198919921995199820012004niveau moyen de la merRégr.= +0,31 +/- 0,04 cm/an (p >99%)Fig. 1

Fréquence (%)Directions du vent àSocoa pour 84 surcotes>= 50 cm à Saint-Jean-de-Luz50403020100Fréquence (%)Fréquence des vents de180-280° à Socoa605550454019891991199319951997199920012003Vitesse (m/s)Vitesse tri-horaire desvents de 180-280° à Socoa282420161989199119931995199719992001Vitesse maximale annuelle20030306090120150180210240270300330360Degrés NFréquenceRégr.=-0,33 +/-0,15 %/an (p >96%)Régr. = -0,21 +/- 0,24 m/s/an(p =62%)Fréquence (%)Directions du vent à Angletpour 164 surcotes >=80 cmà Boucau2520151050Fréquence (%)Fréquence des vents de200-300° à Anglet504540353019551962196919761983Fréquence annuelle199019972004Vitesse tri-horaire (m/s)2119171513111955Vitesse des vents de200-300° à Anglet19631971197919871995Vitesse maximale annuelle20030306090120150180210240270300330360Degrés NRégr.=-0,02+/-0,04 %/an (p=46%)Régr. = -0,018 +/- 0,018m/s/an (p = 70%)Fréquence (%)Directions du vent au CapFerret pour 122 surcotes>=60 cm à Arcachon3025201510500306090120150180210240270300330360Degrés NFréquence (%)Fréquence des vents de220-300° au Cap Ferret403530252019491953195719611965196919731977198119851989199319972001Fréquence annuelleRégr. = +0,0096 +/- 0,032cm/an (p =24%)Vitesse (m/s)35312723191949Vitesse tri-horaire desvents de 220-300° auCap Ferret19581967197619851994Vitesse maximale annuelle2003Régr. = -0,084 +/- 0,026 m/s/an(p >99%)Fréquence (%)Direction du vent à Oléronpour 93 surcotes >=80 cmà Port-Bloc25201510500306090120150180210240270300330360Degrés NFréquence (%)4540353025Fréquence des vents de180-280° à Oléron194919571965Fréquence1973198119891997Régr. = -0,04 +/- 0,04 %/an(p =68%)Vitesse (m/s)38322620141949Vitesse tri-horaire desvents de 180-280° àOléron195719651973198119891997Vitesse maximale annuelleRégr. = -0,10 +/- 0,03 m/s/an(p >99%)Fig. 2a

Fréquence(%)3530252015Directions du vent à LaRochelle pour 28surcotes>=100 cm10500306090120150180210240270300330360Degrés NFréquence (%)504540353025Fréquence des vents de180-300° à La Rochelle194919571965Fréquence1973198119891997Régr. = -0,12 +/- 0,04 %/an(p >99%)Vitesse (m/s)28242016121949Vitesse tri-horaire desvents de 180-300° àLa Rochelle195819671976198519942003Vitesse maximale annuelleRégr. = -0,050 +/- 0,025m/s/an (p >95%)Fréquence (%)Directions du vent à l'Iled'Yeupour 72 surcotes>=80 cm à Saint-Gildas4030201000306090120150180210240270300330360Degrés NFréquence (%)Fréquence des ventsde 180-300° à l'Ile-d'Yeu5040302019491957196519731981Fréquence annuelle19891997Régr.=-0,042 +/- 0,051 %/an(p =59%)Vitesse (m/s)Vitesse tri-horaire desvents de 180-300° àl'Ile-d'Yeu322824201619491953195719611965196919731977198119851989199319972001Vitesse maximaleRégr. = -0,057¨+/- 0,032m/s/an (p >91%)Fréquence (%)Directions du vent àBrest pour 20 surcotes>=100 cm3025201510500306090120150180210240270300330360Degrés NFréquence (%)706560555045Fréquence des vents de180-340° à Brest19491953195719611965196919731977198119851989199319972001Fréquence annuelleRégr. = +0,02 +/- 0,04 %/an(p =38%)Vitesse (m/s)272421181512Vitesse tri-horaire desvents de 180-340° à Brest19491953195719611965196919731977198119851989199319972001Vitesse maximaleRégr. = -0,10 +/- 0,02 m/s/an(p>99%)Fréquence(%)3020100Directions du vent àOuessant pour 102surcotes >= 70 cm auConquet0306090120150180210240270300330360Degrés NFréquence (%)454035302520Fréquence des ventsde 160-240° à Ouessant19511955195919631967197119751979198319871991199519992003FréquenceRégr. = -0,18 +/- 0,03 %/an(p >99%)Vitesse (m/s)363024181951Vitesse tri-horaire desvents de 160-240° àOuessant19611971Vitesse maximale198119912001Régr. = -0,022 +/- 0,027 m/s/an(p =58%)Fig. 2b

494847Lat.46454443-6 -5 -4 -3 Long. -2 -1 0 1= accroissement> 1 observationtri-horaire/an= de +0,3 à –0,3obs. tri-horaire/anou non décisifFig.3 (sur une colonne)= diminution de 0,3à 1 observation. trihoraire/an= diminution >1observation trihoraire/an

Fig. 4Station1. Saint-Jean-de-Luz2. Boucau (Bayonne)3. Arcachon (Eyrac)4. Le Verdon (Port-Bloc)5. La Rochelle6. Les Sables-d’Olonne7. Saint-Gildas8. Saint-Nazaire9. Port-TudyNiveaumarin10. Le Crouesty ?11. Concarneau ?12. Brest13. Le ConquetLégende := accroissementfort= stabilité apparenteVents de surcoteFréquence Vitesse= accroissementsensibleDurée desdépressionsnon décisifnon décisif=stabilité probableRisqued’inondation= accroissementléger=diminution probable= diminution nette

Recherche d’indicateurs géomorphologiques de variation del’orientation des houles sur les côtes françaises de l’Atlantique et de laManche au cours des 25 dernières années, analyse des données etcomparaison avec les données de l’atlas numérique de houle EDF-LNHE.Alain HénaffLETG Géomer UMR 6554 CNRS, Institut Universitaire Européen de la Mer, place Nicolas Copernic, 29 280Plouzané, e-mail : alain.henaff@univ-brest.frI - INTRODUCTIONL’existence de modifications des orientations des houles moyennes parvenant sur les rivages au cours de lapériode récente et de la période historique en Manche et dans le golfe de Gascogne est suggérée par différentesévolutions d’accumulations littorales. A plusieurs siècles d’intervalle, les inversions du point d’accroche et dusens de progression de flèches de galets ou de sables à Dieppe, en Bretagne méridionale ou au nord de l’Adourainsi que des rotations du plan général de plages des côtes du nord de la Bretagne témoignent que deschangements durables du sens de la dérive littorale locale ont pu se produire au cours de la période historique[Pinot, 1989 ; 1995 ; 1998]. A Saint-Nicolas du Verdon également, le passage d’un régime d’érosion de la plageà un régime d’accrétion a clairement eu pour origine un changement de la direction moyenne de la houle aucours de la décennie 1970-80 [Rufino dos Santos et Pinot, 1990]. Ces changements ne sont pas sans conséquencepour les rivages naturels ou artificiels et leurs effets se mesurent en terme de variabilité spatio-temporelle de lalocalisation de l’érosion côtière et de vulnérabilité des rivages à l’érosion et à la submersion [Hénaff, 2004].Entre autre, l’accentuation du transport sédimentaire dû à la modification de l’angle d’incidence des vagues à lacôte ou l’inversion du sens de la dérive littorale qui en résultent peuvent conduire, en amont-dérive, audémaigrissement des accumulations qui deviennent alors plus aisément franchissables par les vagues. Sur lesrivages artificiels, des affouillements exagérés en pied d’ouvrage de défense peuvent également survenircontribuant à leur déstabilisation puis leur franchissement. Etant donné les conséquences envisageables ouobservées, la connaissance des variations passées des résultantes des houles est indispensable pour comprendreles évolutions à long terme des rivages. La question s’est ainsi posée lors du projet Discobole (Données pour ledImensionnement des Structures Côtières et des Ouvrages de BOrd de mer à Longue Echéance) [Violeau, 2003]dont les objectifs sont d’estimer l’évolution à long terme de certaines conséquences du changement climatiquesur le climat maritime et côtier à partir, notamment, des observations faites au cours des dernières décennies surles côtes françaises de la Manche et de l’Atlantique. Cependant, l’absence de chronique d’enregistrement desparamètres directionnels des houles au large des rivages français pour le moyen terme (les 50 dernières années)et le long terme (les deux derniers siècles) ne permet pas de cerner le phénomène de manière satisfaisante etd’inclure ces évolutions dans les réflexions sur la dynamique des rivages sur des intervalles de temps inférieurs.Les principes géomorphologiques de l’adaptation permanente, avec une inertie variable selon les échelles detemps et d’espace considérées, des formes littorales et prélittorales de sables et de galets aux conditions météoocéaniquespermettent d’expliquer les évolutions de ces formations sur différents pas de temps, depuis lesintervalles les plus courts (durée du jet de rive-nappe de retrait ; heure marée, saisons), jusqu’au long terme pourdes périodes d’ordre pluri-annuel à pluri-décennal [Ranasinghe et al., 2004 ; Goodwin, 2005]. En retour, larecherche des conditions naturelles qui ont engendré les évolutions passées des accumulations littorales peutexploiter ces principes pour divers pas de temps, au point que certaines accumulations, du fait de leurs évolutionsmorphologiques deviennent alors de précieux indicateurs des variations des conditions d’orientations desrésultantes de la houle locale antérieures à la période actuelle [Masters, 2006]. La démarche entreprise a donc eupour objet de rechercher sur les rivages français de la Manche et de l’Atlantique des indicateursgéomorphologiques littoraux pertinents et de mettre en évidence les évolutions de direction de houles résultantesà partir d’observations faites sur la mobilité respective au cours du temps des indicateurs sélectionnés,notamment des 25 dernières années. On entend ici, par résultante de houle, la direction moyenne de provenancede la houle qui est supposée être, au moment de l’observation, la moyenne des houles qui agissent surl’indicateur géomorphologique choisi. Pour y parvenir, il s’est agi, d’une part, de définir les indicateurs naturelssusceptibles de fournir les informations recherchées et, d’autre part, de localiser leur présence sur les littorauxfrançais afin de suivre, à travers une étude diachronique de leurs orientations successives, leurs évolutions dansle temps et d’en quantifier les variations observées. Pour la période 1979 à 2003, les résultats sont parallèlement

confrontés aux tendances passées obtenues par le LNHE à partir des données issues de leur modèle numérique[Lafon et Benoît, 2005] .II – METHODE POUR LA DETERMINATION DES CHANGEMENTS D’ORIENTATION DESHOULES SUR LES RIVAGES.II.1 Les indicateurs géomorphologiques potentielsDu fait de la diversité des secteurs de rivage concernés par l’étude (Manche et littoraux du golfe de Gascogne) etdes orientations de houle qui y parviennent, plusieurs points d’observation et différents types d’indicateursgéomorphologiques sont nécessaires, tous les secteurs de côte concernés n’étant pas également propices à leurformation. Quatre types d’indicateurs potentiels ont de ce fait été identifiés (fig. 1). Les queues de comètelittorales ou traînes constituent un premier indicateur naturel à partir duquel des quantifications peuvent êtreexprimées. Il s’agit en effet d’accumulations sédimentaires à extrémité distale libre qui se forment en aval-dérived’un écueil, d’un îlot ou d’une île et dont l’axe s’oriente habituellement dans la direction résultante des houleslocales [Guilcher, 1954 ; Pinot, http://www.oceano.org/io/voca/ ; Pethick, 1986 ; Hénaff, 2004]. Ce principe estdécrit par la quatrième loi de Schou [1945, in Guilcher, 1954]. Guilcher [1950] et Guilcher et al. [1952] ontmontré que ce principe énoncé pour les rivages des mers étroites était également vérifié pour les rivagesocéaniques, notamment en Europe du nord-ouest. Les tombolos émergés ou semi-émergés qui sont des formesévoluées des queues de comète apparaissent, au même titre, comme des indicateurs intéressants du fait de leuradaptations morphologiques à l’orientation des houles qui les façonnent.L’accord du plan moyen des plages avec la résultante locale des houles a été observé de longue date et défini parles trois premières lois de la théorie de Schou [1945, in Guilcher, 1954]. A partir de la résultante des houles enchaque point d’une plage, on peut ainsi vérifier que le trait de côte y est bien perpendiculaire, sauf dans les casoù un obstacle perturbe leur arrivée à la côte et lorsque la plage est concernée par une migration durable dusédiment [Pinot, 1998]. En se fondant sur ce principe, les oscillations au cours du temps de la résultante deshoules peuvent être quantifiées en comparant les plans successivement pris par une plage s’adaptant à cesvariations autrement nommées rotations de plage. Dans cette étude, cet examen est réalisé pour des plages defond de baie relativement peu étendues comprises entre deux pointes rocheuses et dont la courbure bien marquéepermet de déceler plus aisément, entre deux dates, les modifications du plan, notamment sur les ailes de la plage.Les couples de flèches littorales progressant en sens opposé, soit en convergeant l’une vers l’autre, soit endivergeant, offrent également certaines possibilités. Le développement d’une flèche de sable ou de galets à partird’un point du littoral constitue, en effet, un indicateur du sens de transit sédimentaire prépondérant sur ce rivageet permet d’envisager la ou les directions de houles qui prédominent dans cette zone littorale. En l’absence detout autre indicateur, lorsque deux flèches se développent dans des directions opposées en un même lieu, leursévolutions individuelles et comparées sont alors susceptibles d’enregistrer les variations d’influence des deuxrésultantes de houles qui respectivement construisent chacune d’elles.Enfin, les divagations de chenaux de cours d’eau continentaux débouchant sur les estrans sédimentaires offrentégalement des potentialités dans le sens où la direction prise par les chenaux est contrainte par la migration dessédiments mobilisés par les vagues lorsque les houles sont plus puissantes que le cours d’eau. Ceci produit labifurcation latérale du cours d’eau dans le sens de la dérive littorale. Par conséquent, la variation du sens detransit des sédiments sur l’estran se traduit par un changement d’orientation du chenal et l’examen de ladivagation de ces chenaux au cours du temps permet de connaître les variations locales de la direction deshoules.II. 2 La quantification de l’orientation des résultantes des houles à partir des évolutions des indicateursL’étude des orientations successives de chaque indicateur comporte en premier lieu leur recherche et leurlocalisation à partir des cartes topographiques actuelles et des photographies aériennes. Vient ensuite larecherche des documents iconographiques permettant l’étude diachronique de leurs évolutions passées. Lescartes marines (cartes du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine) et terrestres (Etat Major etInstitut Géographique National) et les différentes missions de photographies aériennes de l’IGN, del’orthophotographie littorale 2000 du SIGI du Ministère de l’Equipement ainsi que de l’imagerie satellitale (Spot5) dans certains cas (NW du Finistère, Noirmoutier) constituent les documents fondamentaux pour un tel suividiachronique.

Etant donné les sources iconographiques utilisées, les indicateurs géomorphologiques ne sont observés qu’avecun intervalle inégal entre deux positions successives. Pour la période antérieure à 1950, il est rare de disposer deplus de 2 à 3 situations mais ce pas de temps s’est réduit progressivement depuis 1950 avec les missions dephotographies aériennes de l’IGN. Il est au mieux de un an entre deux missions successives mais plusgénéralement de 5 à 10 ans. Au total, et dans le meilleur des cas, on peut espérer disposer de 6 à 7 observationsde chaque indicateur pour la période couvrant les 25 dernières années, soit un pas de temps moyen de 3,5 à 4 ansentre deux situations. Les observations menées sur un indicateur peuvent être interrompues à la suite de sadestruction brutale ou plus lente ; les évolutions d’orientations des conditions de houles peuvent égalementconduire les indicateurs à atteindre une position ou une orientation irréversible lorsqu’une limite a été franchieau cours de leur rotation, telle que le dépassement d’un obstacle qui met la formation définitivement à l’abri decertaines orientations de houles. C’est le cas, par exemple, de la queue de comète de la plage des Grands-Sablesà l’île de Groix [Hallégouët, 2004].Cette étude est par ailleurs fondée sur la définition de l’axe médian des accumulations dont on déterminel’orientation par rapport au nord. De manière à pouvoir les comparer, les documents réunis sont numérisés puisredressés géométriquement dans la projection Lambert 2 étendu avec Image Analysis (Esri) en utilisant commebase du redressement les orthophotographies du SIGI. Une vingtaine de points de calage permet de redressercorrectement chaque image pour une erreur moyenne de positionnement (RMS) inférieure à 2 m, erreuracceptable pour les mesures angulaires devant être effectuées ultérieurement étant donné la diversité des échelleset la résolution au sol des différents supports utilisés (échelles du 1/50 000 et 1/25 000 pour les cartes terrestres ;échelles du 1/46 000 à 1/20 000 pour les cartes marines ; échelles approximatives de 1/35 000 à 1/20 000 pourles clichés aériens ; résolution au sol de 0,50 m pour l’orthophotographie du SIGI 2000 et de 2,5 m pourl’imagerie Spot). Les accumulations sont ensuite cartographiées à l’aide d’Arc View et les mesures angulaires del’axe des indicateurs sont effectuées par rapport au nord cartographique dans AutoCad-Covadis-Topo. Lesmesures angulaires correspondant à l’orientation locale de la houle résultante sont enfin mises en forme dans unebase de données et les résultats sont restitués sous la forme de graphiques d’évolution de l’orientation de chaqueindicateur au cours du temps.Au total, 42 indicateurs géomorphologiques ont été sélectionnés sur les rivages de la Manche (y compris les îlesanglo-normandes) et du golfe de Gascogne (27 queues de comète, 7 pointes triangulaires, 4 rotations de plage, 3couples de flèches, 1 divagation de chenal). Du fait des interprétations trop incertaines qui en résultaient, lesévolutions des couples de flèche et les divagations des chenaux ont finalement été exclues de l’analyse. Larépartition géographique des indicateurs utilisés (fig. 2) n’est pas homogène sur les rivages étudiés, les littorauxdu massif Armoricain (du Cotentin à la Vendée) étant généralement plus favorables à leur présence que ne lesont les rivages de la Manche orientale au nord de la baie des Veys et de la côte des Landes au sud de la Gironde.Pour la majeure partie d’entre eux, ce sont leurs évolutions au cours des cinquante dernières années qui ont puêtre suivies. Pour certains points du littoral bien documentés, il a été possible de recueillir également desinformations pour le XIXème siècle et la première moitié du XXème.III – DES ALTERNANCES IRREGULIERES D’ORIENTATIONS MERIDIENNES ET ZONALES DESHOULESIII.1 Tendances évolutives observées par groupe d’orientations majeures des indicateursAu cours de la période considérée, les résultats obtenus montrent une variabilité importante de l’orientation del’axe des indicateurs qui peut atteindre plusieurs degrés par rapport à leur état initial, ce qui témoigne del’inconstance des orientations des houles parvenant sur les rivages concernés aux échelles d’ordre pluridécennaleset interdécennales. Au-delà de la variabilité propre à chaque indicateur, les modifications de directionobservées montrent des tendances évolutives comparables d’un indicateur à l’autre, bien que des décalagestemporels existent qui dépendent, sans doute, à la fois de la localisation de chaque indicateur (exposition plus oumoins importante, de l’ouverture à différents secteurs de houles) et de sa propre inertie (différence degranulométrie et de masse) et des dates d’observation. De ce fait, des phases d’écart puis de retour versl’orientation initiale peuvent être individualisées et plus ou moins précisément délimitées dans le temps. Demanière à cerner ces périodes, l’analyse des tendances évolutives est effectuée par groupe d’orientationsmajeures des indicateurs, à savoir :- orientations générales SW-NE (6 indicateurs) ;- orientations générales W-E (10 indicateurs) ;- orientations générales NW-SE (12 indicateurs) ;- orientations générales N-S (8 indicateurs).

La majeure partie des indicateurs d’orientation générale SW-NE (fig. 3) est localisée dans le golfe de Gascogne,sauf une queue de comète localisée en Manche, à Herm. Les résultats obtenus pour ces indicateurs permettentd’individualiser des périodes d’évolution comparables. Deux périodes, de 1950-1960 et vers 1970-1980, sontnettement dominées par l’orientation W-E des indicateurs. Ces deux périodes sont précédées, vers 1930, et vers1965, par des phases au cours desquelles les indicateurs prennent des directions plus méridiennes et s’oriententSW-NE et SSW-NNE. Ces constats sont vérifiés pour les indicateurs des Grands-Sables, d’En Tal et du Pontd’Yeudans le nord du golfe de Gascogne, pour lesquels, les tendances d’évolution sont similaires à chaquechangement d’orientation et pour lesquels, les dates de modification de tendance sont très rapprochées dans letemps, voire concomitantes. Un décalage dans le temps apparaît pour la queue de comète de Herm. Desdifférences apparaissent également pour les deux sites des Evens et de Cordouan, peut être en liaison avec le plusfaible nombre de données recueillies, notamment dans les années 1960 et 1970. Enfin une dernière période quidébute récemment, vers 1990, voit les composantes SW-NE et SSW-NNE (selon l’orientation initiale del’indicateur observé) s’accentuer très nettement et rapidement. Pour les dernières 25 années, quel que soitl’indicateur d’orientation générale SW-NE choisi, c’est cette tendance à l’accentuation de la composanteméridienne qui domine.Les indicateurs d’orientation W sont ceux dont l’orientation moyenne est proche de N 270° mais en réalité, ilsont soit une orientation légèrement WNW, soit une orientation légèrement WSW. Leur distribution s’étend desrivages de la Manche orientale (Boulogne) à la Gironde Saint-Nicolas-du -Verdon. Pour la grande majoritéd’entre eux, une période très nettement marquée de modification de tendance se dégage entre 1978 et 1984 avecun passage d’une orientation W-E vers l’WNW-ESE (fig. 4). C’est le cas notamment à l’ouest du massifArmoricain pour Béniguet et Guénéron, et dans le golfe de Gascogne pour Roche Bonneau, Téviec et leTridoux. A partir de cette période et jusqu’à l‘actuel, on constate que la composante méridienne N del’orientation de l’ensemble des indicateurs augmente sensiblement. Antérieurement, il apparaît que du début desannées 1950 environ jusqu’au milieu des années 1970, la tendance générale est à une rotation des indicateursvers une orientation zonale W-E. Cette période suit une période allant de 1930 à 1950 environ où la rotations’effectue depuis une orientation WNW-ESE vers l’W-E. Cette période suit elle-même une phase de rotation desindicateurs de l’WNW-ESE vers l’W-E qui s’étale de la fin du XIXe, ou début du XXe siècle, aux années 1930environ. Enfin, une dernière période allant du début du XIXe au début du XXe peut être définie durant laquelle,la rotation des indicateurs se serait effectuée depuis l’WNW-ESE vers l’W-E.L’examen de l’ensemble des courbes d’évolution des indicateurs d’orientation générale NW-SE localisés surtoutautour du massif Armoricain met en évidence deux longues périodes particulières (fig. 5) : la première, dont lalimite inférieure est difficile à fixer en l’absence d’information suffisante mais qui s’amorce sans doute au débutdu XIXe siècle et qui perdure jusqu’au milieu du XXe met en évidence une tendance générale des indicateurs àpasser d’une direction NW-SE vers une direction WNW-ESE. La seconde, qui selon les cas débute vers le débutdes années 1960, parfois vers 1950 et jusque vers le début des années 1970, correspond à une périoded’inversion de tendance d’orientation. Les directions prises par les indicateurs montrent alors une orientation deplus en plus NNW-SSE. Des stades intermédiaires de changement de cette tendance générale semblent seproduire vers le milieu des années 1960 et dans la décennie 1980-1990. Cependant, quoi qu’il en soit, la fin decette seconde période est marquée par l’accentuation de la composante méridienne N pour tous les indicateursobservés.Les indicateurs d’orientation générale N-S à NNE-SSW sont essentiellement situés sur le pourtour du massifArmoricain. Entre le XIXe et la fin du XXe siècle, quatre périodes particulières peuvent être définies (fig. 6).Elles sont particulièrement bien reflétées par le comportement des queues de comète de Rocher Knife, Rosservo,Saint-Michel et Goueltoc, un peu moins bien par celle de Cherbourg et de La Cobe. Du début ou du milieu duXIXe siècle au milieu des années 1960, les axes des indicateurs paraissent effectuer une rotation générale depuisle N vers le NE. Des années 1950 à 1960 environ jusque vers le début des années 1970, une nouvelle rotations’observe ; il semble qu’elle soit plus tardivement ressentie à la Cobe que sur les autres indicateurs observés.Celle-ci s’effectue depuis une direction NE-SW vers une direction NNE-SSW, la composante méridienne Ns’accentuant durant cette période. De la fin des années 1960-début des années 1970 à la fin des années 1970, unerotation en sens inverse s’observe. Par la suite, du début des années 1980 au milieu des années 1990,l’orientation N est à nouveau plus marquée. Enfin, la dernière période qui va jusqu’en 2000 montre deuxcomportements distincts : d’un côté (Rosservo, Goulven Plage, La Cobe), on observe une tendance des queuesde comète à s’orienter selon une direction plus NE-SW ; de l’autre (Goueltoc, Saint-Michel), on observe uneaccentuation de la composante N-S de la direction des axes.

III.2 Détermination des grandes phases d’évolution des directions de houle sur les rivages de l’Atlantiqueet de la MancheAu total, sur la longue période 1775 – 2000 (ou 2003), cinq phases sont définies durant lesquelles lesorientations tendent alternativement à se rapprocher de directions N-S et S-N, donc à prépondérance méridienneet des directions W-E, à prépondérance zonale, en relation avec des variations des conditions océanographiquesde houle (fig. 7). Il est délicat de proposer des limites temporelles strictes à ces phases successives. Une tendancemanifeste des indicateurs à se rapprocher d’orientations zonales est particulièrement bien marquée entre lesannées 1950 et les années 1985, tendance qui culminerait vers 1975. Cette période définit de ce fait, de part etd’autre d’elle, quatre autres grandes phases. Ainsi, les orientations, méridiennes vers la fin du XVIIIe siècle,deviennent progressivement zonales vers le milieu du XIXe siècle. Cette situation semble perdurer jusqu’audébut du XXe siècle. Elle passe progressivement, et par des inversions de tendance dans certains cas, à partir desannées 1900 à 1930, à une situation d’orientation méridienne qui semble s’établir jusqu’à la fin des années 1940.La phase suivante est la période d’orientation zonale 1950-1985 qui est suivie par une dernière période durantlaquelle, on observe une tendance, nettement marquée depuis le début des années 1990, à un retour del’orientation des indicateurs selon des directions méridiennes. Ces premiers résultats conduisent par conséquent àidentifier cinq grandes phases :• Phase 1 [1775 ( ?) – 1830 ( ?)] : orientation méridienne ;• Phase 2 [1830/1840 ( ?) – 1900/1930 ( ?)] : orientation zonale ;• Phase 3 [1930 – 1950]] : orientation méridienne ;• Phase 4 [1950 – 1985] : orientation zonale ;• Phase 5 [1985 – actuel] : orientation méridienne.La période récente (1950 à 2000 ou 2003 dans certains cas) est la période la plus renseignée ce qui permet demieux détailler les variations de la direction des indicateurs. Elle englobe partiellement ou en totalité les troisdernières grandes phases définies précédemment et ses limites respectives sont mieux cernées. La phase 4, àtendance zonale, est plus strictement comprise entre le milieu des années 1960 et le début des années 1980.Selon les indicateurs cependant, celle-ci débute plus ou moins tôt et se termine plus ou moins tardivement. Lesécarts par rapport à ces dates conduisent à la limiter aux intervalles de temps [1950-1970] pour le début et [1975-1985] pour la fin, ces deux intervalles pouvant dès lors être considérés comme des périodes de transition avec lesphases à orientation méridienne suivantes et précédentes. De ce fait, cette période durant laquelle les indicateurstendent à prendre une orientation zonale se caractérise par une durée relativement longue puisqu’elle s’étend surune quarantaine d’année ce qui suppose des variations plutôt lentes de l’orientation des houles résultantes.Au sens large, la dernière phase de la période récente paraît débuter vers 1985 ou 1990 et se poursuit jusqu’en2000 ou 2003 (observations les plus récentes). Par rapport à la période précédente, elle est de durée relativementcourte, même si certains indicateurs montrent une tendance assez précoce (dès le milieu des années 1970) àprendre une orientation plus méridienne qu’au cours de la période précédente. Au sens étroit, elle est réellementétablie depuis une dizaine à une vingtaine d’années. L’une des caractéristiques de cette nouvelle phased’orientation méridienne tient au fait que les orientations prises par certains indicateurs durant cet intervalle detemps atteignent, voire, dépassent dans certains cas, les orientations prises au cours de la précédente périoded’orientation méridienne des houles (phase 3 [ 1930 – 1950 ]). Pour autant, on observe que par le passé, certainsindicateurs ont pu atteindre des orientations encore plus méridiennes. Pour ces périodes passées (milieu duXIXe), il convient de tenir compte du contexte climatologique, sensiblement différent de l’actuel, qui correspondà la terminaison du Petit Âge Glaciaire.III.3 Tendances indiquées par l’atlas numérique de houleLes tendances dégagées de l’évolution des indicateurs naturels sont comparées aux résultats des simulationsnumériques obtenus avec le logiciel Tomawac lors de l’élaboration de l’atlas numérique de houle le long descôtes de l’Atlantique, de la Manche et de la Mer du Nord (collaboration Météo-France, CETMEF etEDF/LNHE ; Lafon et Benoît, 2005). Cet atlas est construit avec des données de vent de la base américaineNOAA-NCEP/Reanalysis2 (champs de vents à 10 m donnés avec un pas de temps de 6 h et un pas d’espace de1.875°) sur 25 années complètes (1979 à 2003 incluses). Cinq points situés au large de queues de comètesétudiées ont été extraits de l’atlas à cette fin (fig. 8).Longitude (deg.) Latitude (deg.) Localisation1771 -3.6230 47.598 Au large de l’Ile de Groix

1804 -4.8354 48.715 Au large de l’île de Tariec1818 -3.3637 48.943 Au large de l’île des Femmes1791 -5.1460 48.197 Au large de Beniguet1730 -2.3667 46.720 Au large de l’Ile d’YeuFigure 8 : Coordonnées des points de mesure de l’orientation des houles au large extraits de l’atlasnumérique de houle (Lafon et Benoît, 2005)L’analyse des variations d’orientation des houles permet d’identifier trois grandes périodes communes à tous lespoints (fig. 9) : dans la première, la composante méridienne nord ou sud des orientations de houles tend à serenforcer ; une période d’affaiblissement de la composante méridienne lui succède durant laquelle les directionsmoyennes redeviennent plus zonales ; enfin, cette dernière est suivie d’une nouvelle période de renforcement dela composante méridienne nord ou sud des directions. Au total (fig. 10), ce type d’évolution met en évidence unrenforcement graduel de la composante méridienne des directions de houle entre 1979 et 2003. Cependant, lapériode intermédiaire d’orientation plus zonale compense généralement le renforcement de la composanteméridienne qui s’était produit durant la première période. C’est le cas aux points 1804, 1791 et 1730 où, enquelques années, les houles retrouvent leurs orientations antérieures. Ce n’est par contre pas le cas aux points1818 et 1771 où, de ce fait, le renforcement de la composante méridienne durant la dernière période est plusnettement accentué. Dans le temps, les dates de début et de fin de ces trois épisodes successifs ne sont pas pourautant concordantes. La période intermédiaire de retour de la direction moyenne des houles vers des orientationsplus zonales est la seule que l’on puisse caractériser par des dates de début et de fin, les deux autres ayantrespectivement débuté avant le début ou se poursuivant après la fin des observations. Cette période intermédiairese produit aux environs du début des années 1990 et dure plus ou moins longuement selon les points examinés.Elle s'étend ainsi de 1987 à 1994 au point 1818 ; de 1991 à 1994 au point 1804 ; de 1990 à 1997 au point 1791 ;de 1990 à 1993 au point 1730. Au point 1771, cette période est singulière : elle se produit de 1987 à 1999, c’està-dire,sur une plus longue durée qu’aux autres points et est entrecoupée par une phase d’affaiblissement de lacomposante méridienne entre 1990 et 1995. On observe une autre singularité au point 1730. Le renforcement dela composante méridienne se fait ici selon une direction nord-sud durant la première période et selon desdirections alternativement N-S et S-N durant la dernière période.La comparaison des résultats obtenus par l’analyse des indicateurs naturels et l’analyse des points extraits del’atlas numérique est évidemment délicate. Il s’agit, en effet, de points de mesure différant, d’une part, par leurlocalisation respective à la côte et au large, d’autre part, par le pas de temps entre chaque mesure. Malgré cesdifférences, cette comparaison permet de tester la valeur des indicateurs naturels des directions de houles et laméthode utilisée. Du point de vue des orientations, la comparaison met en évidence un décalage plus ou moinsimportant entre les directions obtenues par les indicateurs naturels et celles obtenues au large : au Pont-d’Yeu10° d’écart vers le nord par rapport au point 1730 ; à Tariec, décalage de plus de 35° par rapport au point 1804.L’orientation absolue n’est cependant pas un paramètre fondamental de l’analyse. Plus que les orientationsmesurées, ce sont surtout les tendances évolutives décrites par les deux séries de mesures qui importent. De cepoint de vue, les résultats sont généralement satisfaisants. Dans la majorité des cinq cas examinés, les deuxcourbes décrivent des tendances évolutives comparables et les trois périodes décrites par l’analyse des mesuresextraites de l’atlas numérique peuvent être plus ou moins aisément différenciées. Cependant, on observe quecertaines évolutions sont soit atténuées, soit amplifiées par les mesures obtenues sur les indicateurs naturels cequi ne permettrait éventuellement pas de les distinguer des périodes antérieures ou postérieures. Ces exagérationsne semblent pas uniquement liées à la différence de localisation à la côte et au large. Il semble que le nombre demesures effectuées sur les indicateurs naturels soit un critère de différenciation. Ainsi, à Groix, les 15 mesuresréalisées montrent une bonne correspondance entre les deux courbes jusqu’en 1994 (10 mesures entre 1979 et1994). Par contre, à l’île des Femmes où l’on ne dispose que de trois mesures, la courbe obtenue est trop lisséepour permettre la distinction des différentes périodes mises en évidence à partir des mesures effectuées au point1818. Des exagérations de la tendance évolutive apparaissent également en fin de période à Béniguet et au Pontd’Yeu.Le calage des différentes périodes d’évolution dans le temps paraît également satisfaisant dans la mesure,là aussi, où l’on dispose d’un nombre d’observations suffisant sur les indicateurs naturels. Au pas de tempsutilisé, il semble que les indicateurs naturels sont suffisamment sensibles pour enregistrer avec un temps réduitles variations majeures des directions de houles. Le meilleur exemple est évidemment donné par la courbeobtenue à Groix en comparaison du point 1771. Lorsque l’on dispose de mesures recueillies sur plusieurs annéesconsécutives, celles-ci mettent généralement bien en évidence les variations interannuelles enregistrées sur lespoints au large. Avec des mesures plus espacées dans le temps, comme à Tariec, Béniguet et au Pont-d’Yeu, ledécalage est presqu’inexistant.

IV - CONCLUSIONL’analyse effectuée à partir des indicateurs géomorphologiques littoraux a permis d’examiner la variabilité sur lelong terme des orientations des houles résultantes sur les côtes de la Manche et de l’Atlantique précédemmentidentifiée par plusieurs auteurs. Pour la période récente (les 25 dernières années), la méthode employée est, deplus, validée par les résultats obtenus à partir de la simulation numérique des paramètres des houles parvenantsur ces rivages qui confirment les tendances évolutives identifiées. Les résultats acquis permettent parconséquent de progresser dans la connaissance des variations de ces orientations et surtout d’en proposer unequantification et un découpage en grandes phases durant lesquelles la composante zonale ou la composanteméridienne de ces orientations est alternativement renforcée. Au maximum de leur écartement, les variations dedirection se chiffrent souvent par plusieurs degrés d’écart par rapport à leur orientation initiale. La durée desdifférentes phases identifiées est variable et difficilement quantifiable mais souvent de l’ordre de la dizained’année. Ce sont donc des phénomènes qui affectent les littoraux de manière durable avec des conséquencesimportantes en terme d’évolution côtière et de vulnérabilité des rivages naturels et des infrastructures de bord demer. Cependant, l’analyse révèle également la difficulté qui existe à cerner ces phénomènes apériodiques et dedurée et d’intensité très hétérogènes sur la période considérée. Il paraît ainsi très difficile de pronostiquer ledevenir de l’actuelle phase de renforcement de la composante méridienne des directions de houles etl’extrapolation des observations faites sur les deux derniers siècles aux prochaines décennies apparaît délicatesur la base des connaissances actuelles.BIBLIOGRAPHIEGUILCHER A. (1950) L’île de Béniguet (Finistère), exemple d’accumulation en queue de comète. Bulletind’Information du C.O.E.C., 7, 243-250.GUICHER A., GODART A., VISSEAUX E. (1952), Les crêtes et sillons obliques de l’estran des Landes deGascogne. Bulletin du C.O.E.C., IV, 4, 151-157.GUILCHER A. (1954) Morphologie littorale et sous-marine. Orbis, Paris, 216 pages.HALLEGOUËT B. ( 2004) Relief et évolution de l’île de Groix. Penn ar Bed, n° 190-191, 28-38.HÉNAFF A. (2003) Présentation du programme pluriannuel de recherche d’intérêt régional sur l’érosion et lavulnérabilité du trait de côte en Bretagne. Actes des « Journées Scientifiques et Techniques du CETMEF »,Paris, 25 mars 2003, p.27-43.HÉNAFF A. (2004) Mobilité des littoraux et variabilité des vents de tempête et des houles dominantes au coursdu dernier siècle en Bretagne. Actes du XVIIe colloque international de climatologie, A.I.C. « Climat,mémoire du temps…, les relations climat-espace-société ». Caen, 8-10 septembre 2004, p.305-308.HENAFF A. (2004) Les aménagements des littoraux de la Région Bretagne en vue de leur défense contrel’érosion depuis 1949, Bulletin de l’Association de Géographes Français, 3, 346-359.LAFON F., BENOIT M. 2005, Projet Discobole, contribution à la tâche 1 : construction d’une base de donnéesnumérique de houle sur le littoral français. Rapport EDF R&D/LNHE, mars 2005, 33 pages.PINOT J.-P., 1989, L’évolution des côtes du Trégor et du Léon depuis le XVIIIe siècle, Bulletin du Centre deGéomorphologie de Caen, 36, 9-12.PINOT J.-P., 1995, Quelques plages en voie d’engraissement dans la région de Lannion. Norois, 42, n° 165, 97-117.PINOT J.-P., 1998, Principes d’hydrologie littorale et estuarienne. Polycopié de cours de DEA deGéomorphologie et Aménagement des Littoraux, Brest, Atelier de reprographie de la Faculté des Lettreset Sciences Sociales Victor Ségalen, UBO, 133 pages.RANASINGHE R., Mc LOUGHLIN R., SHORT A., SYMONDS G., 2004, The Southern Oscillation Index,wave climate and beach rotation. Marine Geology, 204, 273-287.

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1 2 3Reliefimmergé4 5 6 a6 bFigure 1 : Indicateurs géomorphologiques littoraux de l'orientation locale de lahoule résultante : 1) queue de comète ; 2) tombolo ; 3) tombolo partiellementsubmergé ; 4) perpendiculaire en un point d'une plage ; 5) divagation d'un chenal ;6) évolution d'un couple de flèches (a) convergeantes et (b) divergeantes.

GoueltocGoulvenLe CurnicIle TariecRosservoI.SégalBéniguetGuénéronLa MancheOmonvilleRocher Knife7 Iles W 7 Iles EHermIle de Batz Le CorbeauI.des FemmesGouermelSaint-MichelÎle PeléeSurvilleBlainvilleRegnévilleBoulogne, ancien Fort CroiBoulogne, Le PortelPointe de NévilleTatihou WTatihou SPors CarnCombritGroixTéviecAn TalLes EvensRocher de la CobeGoulet de FromentineLe Pont-d'YeuRoche BonneauConche des BaleinesLe TridouxDamganPte du BileNantesType d'incateur naturel utiliséQueue de comèteTombolo et pointe triangulaireRotation de plageCouple de flèchesGolfe de GascogneCordouanDivagation de chenalBordeauxFigure 2 : Localisation des points d'observation et typed'indicateurs géomorphologiques utilisé

2702602502402302202102001775 1800 1825 1850 1875 1900 1925 1950 1975 2000Ile de Groix, les Grands SablesCordouanPont - D'YeuLes Evens (baie de la Baule)En Tal (Houat)Herm NE ObélisqueFigure 3 : Evolution de la direction des indicateurs géomorphologiques d'orientation générale SW-NE

3203103002902802702602502401775 1800 1825 1850 1875 1900 1925 1950 1975 2000Ile Ségal La Palue (Guénéron) Beniguet Pte NERoche Bonneau Pors Carn N Saint-Nicolas (33)Ile Téviec (W Quiberon) Boulogne anc. Fort Croi Portel Fort de l'HeurtLe Tridoux (Aix)Figure 4 : Evolution de la direction des indicateurs d'orientation générale W-E

3603503403303203103002902802701775 1800 1825 1850 1875 1900 1925 1950 1975 2000Ile Tariec Ile de Batz pte NW Ile des Femmes BugulesLe Curnic Le Corbeau (Ile Grande) Ile plate E (les 7 Îles)Ile plate W (les 7 Îles) Gouermel (Bugulès) Pors Carn SConche des Baleines Omonville Le Ronquet (50) Tatihou SFigure 5 : Evolution de l'orientation des indicateurs NW-SE

7060504030201001775 1800 1825 1850 1875 1900 1925 1950 1975 2000Goueltoc (baie de Goulven w) Baie de Goulven plageErquy (St Michel)La Cobe (Noirmoutier)Pte de Néville (50)RosservoCherbourgRocher Knife (GBG)Figure 6 : Evolution des indicateurs d'orientation générale N-S à NNE-SSW

Synthèse des observations effectuées sur les indicateurs géomorphologiques1800SW-NEW-ENW-SE1850 19001950Milieudu XIXeFin duXIXe2000N-S1930 1985 19901800 1850 190019502000Orientation méridienne des houlesOrientation zonale des houlesFigure 7 : Grandes phases d'orientation alternativementzonales et méridiennes identifiées depuis le début du XIXesiècle à partir des indicateurs naturels

315310305300Pt 1818295290285Pt 1804280275270Pt 1730265Pt 1791260255250Pt 17712451979 1981 1983 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003Direction moyenne annuelleRégression linéaireInterprétationFigure 9 : Tendances observées sur les indicateurs au large des côtes au points 1818, 1804, 1730, 1791 et1771 de l'atlas numérique de houle

Pt 1818(I. des Femmes)Pt 1804(Tariec)Pt 1791(Béniguet)Pt 1771(Groix)Pt 1730(Yeu)1979 1979 1979 1979 1979Renforcementde lacomposanteméridienneN1987Affaiblissement dela composanteméridienne1991Affaiblissement dela composanteméridienne1994 1994Renforcement de lacomposanteméridienne NRenforcementde lacomposanteméridienneNRenforcement de lacomposanteméridienne NRenforcementde lacomposanteméridienneS1990Affaiblissement dela composanteméridienne1997Renforcementde lacomposanteméridienneSRenforcementde lacomposanteméridienneS1987Affaiblissement dela composanteméridienne1990Renforcementde lacomposanteméridienne S1995Affaiblissement dela composanteméridienneRenforcementde lacomposanteméridienneN1990Affaiblissement dela composanteméridienne1993Renforcementde lacomposanteméridienne S1997Renforcement de lacomposanteméridienne N1999 1999Renforcementde lacomposanteméridienne SRenforcementde lacomposanteméridienne S2003 2003 2003 2003 2003Figure 10 : Phases d'orientation zonale et méridienne identifiées au cours des 25 dernières années àpartir des points au large

MODELISATION DE L’IMPACT DU CHANGEMENTCLIMATIQUE SUR L’EROSION DES DUNES.APPLICATION A LA CAMARGUEModelling the impact of the climatic changes on the dune erosion.The case of the Camargue.François SabatierUFR des Sciences Géographiques et de l’Aménagement,Université de Provence,13090 Aix-en-Provence, FranceCentre Européen de Recherche et d'Enseignement des Géosciences et de l'Environnement,UMR CNRS 6635, Europôle de l’Arbois, B.P.80, 13545 Aix-en-Provence Cedex 04, FranceTél: +33 (0)4 42 97 15 76, Fax: +33 (0)4 42 97 15 59, e-mail: sabatier@cerege.frRésuméDans cet article nous avons modélisé l’érosion d’une dune représentative du littoral en recul de Camargue enaugmentant l’intensité et la durée des forçages (houle et niveau de la mer) d’une tempête exceptionnelle en entrée dumodèle. Les scénarii retenus avaient pour but de représenter une éventuelle recrudescence des tempêtes dans le casd’un CC en augmentant la hauteur de houle et sa période, la hauteur du plan d’eau et la durée de +5, +10 et +20%.Nous montrons que la houle joue un rôle plus important que le niveau de l’eau sur l’érosion de la dune ; que la duréede la tempête, au delà des 4 jours simulés, ne semble pas significative sur l’érosion de la dune ; qu’une augmentationsimultanée de la force et de la durée des forçage se traduit par l’érosion la plus forte et que la force et la durée desforçages entretiennent des relations complexes qui se traduisent par des relations non linéaires sur l’érosion du cordondunaire. De plus, de faibles augmentations dans la force et/ou la durée des forçages se traduiront par des érosionssignificativement plus importantes que celles que nous connaissons aujourd’hui. Il semble donc nécessaire, voireurgent, de commencer à anticiper une augmentation de la force des tempêtes pour une gestion durable du littoral.IINTRODUCTIONLes effets à attendre du Changement Climatique (CC) pour la fin du 21ème siècle sur la morphologie deslittoraux sableux dépendent essentiellement d’une accélération de la montée de la mer et d’une augmentationen fréquence et/ou en intensité de la force des tempêtes (IPCC, 2001). Dans le Golfe du Lion (Méditerranéefrançaise), les tempêtes se manifestent durant l’automne et l’hiver et s’accompagnent de vents de mersviolents. Les deux dernières tempêtes exceptionnelles (centennale - cinquantenale) de 1997 et de 1982 ontprofondément érodé et marqué le paysage littoral. Les effets des tempêtes se sont manifesté pendant lesévénement eux-mêmes (inondations marines, recul du rivage, destructions d’équipements côtiers…) maisaussi de manière durable en détruisant notamment le cordon dunaire de plusieurs plages de Camargue et duLanguedoc-Roussillon. Cette destruction a pour conséquence directe de permettre à des tempêtes de plusfaibles énergies d’inonder l’arrière plage et de mettre en péril les activités socio-économiques qui sedéveloppent dans ce secteur. Le maintien du cordon dunaire joue donc un rôle fondamental dans la limitationdes invasions marines mais ce dernier, qui est essentiellement attaqué durant les tempêtes les plus fortes,pourrait être soumis à des érosions plus intenses dans le cas d’une augmentation de la force et/ou del’intensité des tempêtes liées à un CC.Ces tempêtes, qui se présentent comme des « accélérateurs » de l’évolution de la frange littorale, sont doncparticulièrement morphogènes. Une augmentation de ces phénomènes doit être prise en compte dans laconnaissance de l’évolution du littoral en vue d’en améliorer la gestion. Pendant les tempêtes, deux

phénomènes majeurs se combinent : (1) des houles déferlantes dont l’agressivité est proportionnelle à leurhauteur et (2) une élévation temporaire du plan d’eau (surcôte) liée à la conjonction de plusieurs facteurs(dépression atmosphérique, vents de mers violents, effet du set-up et du run-up). Le niveau d’attaque desvagues est directement dépendant de l’élévation du plan d’eau tandis que l’érosion est contrôlée parl’intensité de la houle. A ces deux forçages mécaniques s’ajoute la durée de la tempête. Il est difficile dedéterminer lequel de ces trois paramètres a le plus d’influence sur l’érosion du cordon dunaire car les travauxde la littérature affichent des résultats contradictoires, certains donnant plus d’importance à la force de lahoule (Morgan et Stone, 1985 ; Dolan et Davis, 1992) tandis que d’autres soulignent le rôle du niveau del’eau (Vellinga, 1982 ; Steetzel, 1991 ; Zhang et al., 2001). Dans tous les cas cependant, une augmentationde la durée de l’événement tempétueux est considérée comme un paramètre amplificateur de l’érosion.La distinction du rôle de la force de la houle, du niveau d’eau et de la durée de la tempête sur l’érosiondunaire prend tout sont intérêt dans le cas d’un CC qui pourrait affecter ces trois paramètres simultanémentou non. Nous proposons ainsi dans cet article, de modéliser l’érosion d’une dune « idéale » du littoral enrecul de Camargue soumise à des tempêtes extrêmes. Plusieurs scénarii de tempêtes, faisant varier l’intensitéet la durée des houles et du niveau de la mer par rapport à une tempête extrême de référence (tempête de1997), sont testés en vue de définir les risques d’érosion du cordon dunaire à attendre dans l’hypothèse d’unCC.II MÉTHODOLOGIEII.1Le modèle utiliséL’érosion du cordon dunaire pendant les tempêtes est simulée à partir du modèle 2DV SBEACH (StorminducedBEach CHange) (Larson and Krauss, 1989). Ce modèle calcule les transformations d’un profil deplage en fonction des conditions de houle au large (hauteur, période, direction), du niveau marin instantané(élévations) et du vent (force, direction). Ce modèle de comportement, qui se base sur des équations semisempiriques, a été spécialement conçu pour reproduire l’érosion de la berme et des dunes pendant lestempêtes. Comparativement aux modèles mathématiques d’érosion de dune (Vellinga, 1986 ; Komar et al.,1999), ce modèle numérique présente l’avantage d’intégrer la durée des événements ainsi quel’enchaînement temporel des variations de la houle et du niveau de la mer. Cette spécificité nous permettrade mettre en évidence le rôle que jouent séparément et conjointement l’intensité et la durée des forçages surl’érosion dunaire. Il existe d’autres modèles 2DV d’évolution du profil de plage (UNIBEST, CROSMOR,LITPACK), cependant ces derniers n’ont pas été conçus spécifiquement pour la dune mais pour décrire lamorphodynamique de la zone du déferlement (Van Rijn et al., 2003). SBEACH est par contre quelquefoisviolemment critiqué (Thieller et al., 2000) du fait de son caractère semi empirique. En effet, SBEACH nedécrit pas précisément tous les processus physiques affectant la transformation de la houle, les courants et letransport sédimentaire depuis la zone du déferlement jusqu’au jet de rive. Il est par ailleurs surtout critiquépour son utilisation abusive lors de projet d’ingénierie sur les côtes américaines. Cependant, pour les plagesde Camargue, il se montre paradoxalement plus robuste que d’autres modèles où les processus physiques dela houle sont, en théorie, mieux décrits (Morellato et al., 2004). En effet, SBEACH a été calibré avec succèssur deux profils de plage de Camargue sur la base d’une analyse de 16 tempêtes (Morellato, 2004). Cecalibrage et cette validation nous permet, aujourd’hui de pouvoir utiliser ce modèle selon différents scénariide forçages.II.2Les scénarii de tempêtesLes scénarii de forçages retenus concernent une augmentation de l’intensité et de la durée des variations dela houle (hauteur et période) et du niveau d’eau d’une tempête extrême. Les caractéristiques de la tempêtecentennale de 1997 ont été choisie comme tempête de référence car elle représente la dernière tempêteextrême qu’a connu le littoral du Golfe du Lion pour laquelle nous disposons de données météo marinesmesurées in situ. La houle est mesurée au large de Sète (-20 m environ) et la marégraphie dans la partiecentrale du littoral delta du Rhône (Grau de la Dent). A partir de cette tempête, nous avons donc choisiplusieurs scénarii (table 1 et figure 1)) en définissant 15 cas d’augmentation de la force et/ou de la durée destempêtes Les simulations choisies (table 1) visent d’abord à déterminer lequel des deux forçages : hauteur duplan d’eau et intensité de la houle joue un rôle prépondérant sur l’érosion de la dune (cas 2 et 3) ainsi qu’à

évaluer leur importance lorsqu’ils sont couplés (cas 4). Ensuite, une simulation sur la durée des événementsde tempête est proposée (cas 5). Puis les simulations couplent des augmentations d’intensité du niveau de lamer et/ou de la force des tempêtes avec leur durée (cas 6 et 7). Enfin, le dernier cas de simulation (cas 8)considère une augmentation générale de l’intensité et de la durée des forçages.Les augmentations futures des tempêtes n’étant pas encore définies par les météorologues et lesclimatologues, nous avons arbitrairement augmentés de + 5, + 10 et + 20 % les forçages mesurés lors de latempête extrême de 1997. Les simulations (cas 2 à 8) sont comparées à la situation actuelle (cas 1), sansproposer de date future du fait de l’incertitude de l’ampleur du CC sur la force de la houle, l’élévation duplan d’eau et la durée des tempêtes. Au total, nous avons donc réalisés 22 simulations. A notre connaissance,il n’existe pas (encore) de travaux qui précisent dans quelles proportions l’intensité des tempêtes (houle etsurcôte) pourrait augmenter dans le Golfe du Lion. Néanmoins, les augmentations de 5 à 20 % que nousavons choisies sont probablement réalistes car la majorité des indicateurs d’un éventuel CC en milieu littoral(Pirazzoli, 1999 ; Allan et Komar, 2006 ; Lionello et al., 2006 ; Ullman et al., 2007 ; Ullman et Pirazzoli, inpress) ne montrent très rarement des changements pluri décennaux supérieurs à des variations de 20%. Parexemple, dans un environnement comparable à celui investigué dans cet article, le delta de l’Ebre, Sanchze-Arcilla et al., (1996) ont considéré des variations de l’intensité et de l’orientation des tempêtes comparables ànos simulations (+10% par rapport au climat de houle définis dans les années 90).Afin d’évaluer l’augmentation de l’érosion dunaire causée par un éventuel CC, nous avons d’abord simulél’érosion de la dune en fonction des caractéristiques de la tempête de 1997 (cas 1) afin de servir de référenceaux autres simulations. Les résultats de l’érosion des cas 2 à 8 sont comparés à ceux du cas 1 en terme de :morphologie, altitude et recul de la crête de la dune, et de volumes d’érosion. Les volumes sont exprimés enpourcentages d’érosion et non pas en valeurs absolues car les résultats du modèle ne représentent par desvaleurs généralisables pour l’ensemble du littoral de Camargue puisque nous nous plaçons dans un cas idéal.En effet, l’érosion des dunes dépend des tempêtes dont les caractéristiques de houles varient spatialement enfonction de la propagation de celle-ci mais aussi en fonction de la morphologie de la plage elle-même et plusparticulièrement de la morphologie anté-tempête de la dune. Dans ce premier travail de modélisation del’érosion dunaire sous l’effet du CC, nous avons choisi un cas idéal et il convient donc de garder à l’espritque nos simulations ne proposent que des ordres de grandeur. Par conséquent, lorsque nous exprimons uneérosion de dune qui augmente de 200 % par exemple, cela signifie que les valeurs d’érosion obtenues pourune simulation, sont doublées par rapport à celles obtenues pour la simulation réalisée avec le cas 1 (tempêtede 1997 de référence).II.3Le profil de dune utiliséLe profil de plage utilisé pour la modélisation comprend une dune qui culmine à 5 m NGF, une plageétroite large de 20 m et une morphologie sous marine à doubles barres (figure 2). Cette morphologie estcaractéristique des secteurs en érosion des plages de Camargue (Suanez, 1997 ; Sabatier, 2001), plusparticulièrement pour le secteur à l’Est des Saintes-Maries-de-la-Mer, où Sbeach a été calibré (Morellato,2004).III RÉSULTATS ET DISCUSSIONIII.1Description morphologique des sorties du modèleConformément à ce qui est observé en nature, le modèle reproduit correctement le recul de la crête de ladune ainsi que son abaissement sous l’effet des tempêtes qui sapent la dune à sa base (figure 3). Lesdifférences entre les cas de simulation ne sont significativement visibles que pour les cas 4 et 8 lorsque larecrudescence des tempêtes est simulée à + 20 %. Nous verrons que ces deux cas correspondent logiquementaux taux d’érosion les plus importants. Pour l’ensemble des cas, la crête recule de 1 mètre et son altitudes’abaisse entre 0.05 et 0.40 mètre sauf pour les cas 4 et 8 (hypothèse d’une recrudescence des tempêtes de 20%) où la crête recule respectivement de 2 et 3 mètres avec un abaissement de 0.49 et 0.71 mètre. Le modèlereproduit donc bien de manière fiable la morphologie de l’érosion de la dune soumise à des tempêtes.

III.2Rôles respectifs des forçages sur l’érosion de la duneLes simulations des différents scénarii de recrudescence des tempêtes (cas 2 à 8) indiquent, dans chaquecas de figure, une augmentation de l’érosion de la dune par rapport à la tempête de référence de 1997 (cas 1).Une hiérarchisation des scenarii, et donc du rôle des forçages, peut être proposée. En terme d’intensité desdeux forçages investigués par le modèle, la houle (cas 2) joue un rôle plus important que celui de la hauteurdu plan d’eau (cas 3) sur l’érosion de la dune (Figure. 4). Si on compare une augmentation de l’intensité (cas4) à une augmentation de la durée (cas 5) des tempêtes, le modèle montre le rôle dominant de l’intensité surla durée de l’événement. Par conséquent, la hiérarchisation décroissante de l’augmentation de l’érosion, liéeà un éventuel CC et simulée par les différents scénarii que nous avons retenus, est la suivante : cas 8, 4, 6, 7-2, 3 et 5 (Figure 4) (les résultats particuliers du cas 7, sont décrits ci après). Cette augmentation estlogiquement la plus forte dans l’hypothèse d’une recrudescence simultanée de l’intensité et de la force de lahoule et de la marégraphie (cas 8). L’amplification de l’érosion est par contre la plus faible dans le cas oùseule la durée de la tempête augmenterait (cas 5).Nos résultats sont donc contradictoires à ceux de Vellinga (1982), Steetzel (1991) et Zhang et al., (2001)qui insistent sur le rôle de la hauteur du plan d’eau par rapport à celui de l’énergie de la houle pour l’érosionde la dune. Les travaux de ces auteurs ont toutefois été réalisés pour des plages méso-tidales et les casextrêmes investigués coïncident avec des coefficients de marée élevées. La spécificité microtidale des plagesméditerranéenne apparaît vraisemblablement à travers nos résultats. Pour que la hauteur du plan d’eau joueun rôle plus important, il faudrait qu’elle atteigne une cote plus élevée ou que l’énergie de la houle soitmoins forte.III.3Relations entre l’augmentation des forçages et l’érosion de la duneLes augmentations de 5, 10 et 20% des caractéristiques des tempêtes se traduisent dans tous les cas par uneaugmentation de l’érosion de la dune. Il n’y a pas de relations équivalentes entre la recrudescence destempêtes et l’augmentation de l’érosion qu’elles produiraient. Par exemple dans l’hypothèse d’uneaugmentation de 5, 10 et 20% de l’intensité et de la durée des forçages (cas 8) l’érosion de la dune seraitamplifiée respectivement d’environ 130, 150 et 200 %. Dans l’hypothèse d’une seule augmentation de laforce de la houle (cas 2), l’érosion serait augmentée d’environ 110, 125 et 140 %. Une faible recrudescencedes tempêtes, se traduira donc par des conséquences morphologiques proportionnellement beaucoup plusimportantes que l’augmentation des forçages.III.4Effets rétroactifs entre les forçages et la duneLorsque l’on augmente de 5, 10 et 20 % les caractéristiques des tempêtes, l’allure des courbes obtenuesdiffère entre les cas (Figure 4). En effet, les courbes obtenues pour les cas 4 ,5, 6, et 8 montrent une érosion(très) légèrement exponentielle tandis que celles des cas 2, 3 et plus particulièrement 7 indiquent au contraireune érosion légèrement logarithmique lorsque l’intensité ou la durée des forçages augmente. Ces résultatssuggèrent des relations non linéaires entre le rôle de la houle, de la marégraphie, de leur intensité et de leurdurée sur l’érosion de la dune. On peut aussi considérer que l’aspect logarithmique de l’érosion témoigned’une adaptation du profil de la dune aux forçages. En effet, si l’augmentation des valeurs d’érosion sontlogarithmiques, cela signifie que malgré une augmentation des forçages, l’érosion de la dune ne se fait plus àson maximum car elle commence à trouver un nouveau profil d’équilibre. Cependant, cette situation n’estraisonnablement envisageable que pour le cas 7 (Figure 4) car les autres cas montrent des allures de courbestrès faiblement exponentielles ou logarithmiques.III.5Relations entre les forçagesLes relations non linéaires entre le rôle de la houle, de la marégraphie, de leur intensité et de leur durée surl’érosion de la dune sont représentées par la figure 5. A travers cette figure, nous avons cherché à définir siles effets des forçages se superposent linéairement ou si des interactions, liées à des effets rétroactifs entreles forçages, le transport sédimentaire et la morphologie sont reproduites par le modèle. Par exemple, le cas 4qui correspond à une augmentation de l’intensité de la houle et du niveau de la mer est comparé à la sommedes impacts du cas 2 (augmentation de la houle seule) et du cas 3 (augmentation de l’intensité du niveaumarin seul). Conformément à la modélisation conceptuelle de la morphodynamique des plages (Stive et DeVriend, 1995) et des dunes (Sherman, 1995), nous montrons que les relations entre les forçages ne setraduisent pas linéairement sur la morphologie (la dune dans cet article). Ce résultat suggère aussi que

l’enchaînement temporel des forçages joue un rôle important sur les taux d’érosion ce qui explique pourquoides tempêtes, aux caractéristiques apparemment similaires, montrent souvent des taux d’érosionsignificativement différents (Lee et al., 1998). Par conséquent, notre analyse devrait être étendue à plusieurstempêtes extrêmes aux caractéristiques différentes. Nous nous heurtons ici au manque de donnéesexpérimentales existantes pour les événements exceptionnels. Dans le Golfe du Lion, ces lacuness’expliquent à la fois par la rareté de ces événements, la mise en place récente (années 90) d’houlographesmais aussi par la difficulté à produire des mesures expérimentales durant des conditions extrêmes pendantlesquelles l’appareillage montre souvent des problèmes techniques.III.6Applicabilité du modèle pour le calibrage des dunesDans le cas d’une recrudescence maximale des tempêtes (cas 8), la dune n’est pas totalement détruite par latempête (Figure 4). Nos simulations peuvent donc aussi s’utiliser en terme de calibration pour le design desdunes car nous montrons que des dunes de 5 m de hauteur et de 30 m de large sont capables de résister à unetempête extrême. Cette morphologie et ce calibrage pourront donc être utilisés par défaut pour la constitutionde dunes artificielles en vue de protéger des inondations marines les terres qui se trouvent en arrière desplages. Cependant, la modélisation que nous avons réalisée ne concerne qu’un événement extrême de quatrejours. Or, la saison des tempêtes, qui s’étend d’octobre à mars, est toujours marquée par plusieursévénements. Il est donc possible qu’une dune aux caractéristiques retenues dans cet article soit érodée enraison de la succession de plusieurs événements dans un même hiver. A ce jour, le modèle que nous utilisonsne donne pas encore de résultats suffisamment satisfaisants à l’échelle saisonnière, aussi, il convient degarder cette précision à l’esprit et de ne pas considérer que les dunes, dont la morphologie est proche de celleque nous avons simulée, représentent une protection suffisante contre les inondations marines en cas d’unCC.IV CONCLUSION ET PERSPECTIVESDans cet article nous avons modélisé l’érosion d’une dune représentative du littoral en recul de Camargueen augmentant l’intensité et la durée des forçages (houle et niveau de la mer) d’une tempête exceptionnelleen entrée du modèle. Les scénarii retenus avaient pour but de représenter une éventuelle recrudescence destempêtes dans le cas d’un CC. Nous montrons que la houle joue un rôle plus important que le niveau de l’eausur l’érosion de la dune ; que la durée de la tempête, au delà des 4 jours simulés, ne semble pas significativesur l’érosion de la dune ; qu’une augmentation simultanée de la force et de la durée des forçage se traduit parl’érosion la plus forte et que la force et la durée des forçages entretiennent des relations complexes qui setraduisent par des relations non linéaires sur l’érosion du cordon dunaire. De plus, de faibles augmentationsdans la force et/ou la durée des forçages se traduiront par des érosions significativement plus importantes quecelles que nous connaissons aujourd’hui. Il semble donc nécessaire, voire urgent, de commencer à anticiperune augmentation de la force des tempêtes pour une gestion durable du littoral.S’il est généralement admis que le CC devrait augmenter la fréquence et l’intensité des tempêtes (IPCC,2001), de nombreuses incertitudes subsistent à l’échelle régionale aux moyennes latitudes en raison de lavariabilité entre les différents modèles climatiques (Houghton et al., 1995). Si une tendance au renforcementdes événements extrêmes a été mise en évidence dans l’Atlantique Nord et dans la mer du Nord pendant lesdernières décennies (Lamb, 1991, Warrick et al., 1993, Costa, 1997, Héquette et Vasseur, 1998), desrésultats plus nuancés apparaissent aussi (Pirrazoli, 1999) et l’évolution est moins connue en Méditerranée.En effet, si une tendance lente à l’augmentation des surcôtes est observée pendant le XXème siècle (Suanez,1997 ; Sabatier et al., in press ; Ullmann et al., in press), et si l’analyse de vents tri-horaires à Cap Couronne(ouest de Marseille) entre 1961 et 1995 indique une recrudescence de l’intensité et du nombre de tempêtesannuelles à partir de 1978 (Suanez, 1997 ; Ullmann et al., in press), à ce jour, aucune analyse pluri décennalebasée sur des données in situ de houle existe du fait d’une lacune importante de mesures (Sabatier et al., inpress). Nos scénariis d’augmentation de l’amplitude de la houle demandent donc à être confirmés par desétudes climatiques. Il semble cependant raisonnable de considérer qu’il existe une relation directe entre lescoups de vents de mer et les houles de tempêtes ce qui rend les scénarii choisit dans cet article cohérentsavec les résultats d’augmentation historique des tempêtes montrés par Suanez (1997) et Ullmann et al., (inpress) à partir de données de vents. Compte tenu des lacunes instrumentales existantes dans le Golfe du Lion,la perception d’une éventuelle recrudescence des tempêtes (houle) dans cette zone ne pourra s’estimer qu’àpartir de modélisations à moyenne échelle en déterminant d’abord l’évolution des champs de pressions

atmosphériques, puis les champs de vents et enfin la houle en zone côtière à une échelle locale. Cetteapproche qui permettrait d’interpréter les relations forçages/morphologie est développée sur la coteAtlantique française par Météo-France mais elle fait encore cruellement défaut en méditerranée. Cette lacuneest paradoxale si l’on considère les enjeux socio-économiques forts de cette partie du littoral français où leCC pourrait augmenter une situation de pénurie sédimentaire et d’érosion littorale déjà très préoccupante.V REMERCIEMENTSCe travail s’inscrit dans le cadre du programme de recherche CNRS-ORME et du programme GICC-IMPLIT(financement MEDD). Les résultats de cet article sont aussi réalisés pour le programme IGP-Unesco CoastalVulnerability related to Sea Level Change et LOICZ (Land-Ocean Interactions in the Coastal Zone). AlbinUllmann (Cerege) est remercié pour ses remarques sur l’analyse climatique.VI REFERENCESAllan, J.C., & Komar, P.D. (2006). - Climate controls on US West coast erosion processes. Journal ofCoastal Research, 22, 3, 511-529.Costa, S. (1997). - Dynamique littorale et risques naturels: l’impact des aménagements, des variations duniveau marin et des modifications climatiques entre la Baie de Seine et la Baie de Somme. Thèse deDoctorat, Université de Paris I, Paris.Dean, R.G. (1991). - Equilibrium beach profiles: characteristics and applications. Journal of CoastalReserach, 7, 1, 53-84.Dolan, R., & Davis, R.E. (1992). - An intensity scale for Atlantic coast northeast storms. Journal of CoastalResearch, 8, 352-364.Héquette, A., & Vasseur, B. (1998). - Storm surges and erosion of coastal dunes between 1957 and 1988near Dunkerque (France), southwestern North Sea. Conf. Coastal and Estuarine Environments.Houghton, J.T., Meira Filho, L.G., Collander, B.A., Harris, N., Kattenberg, A. & Maskell, K. (eds.). 1995.Climatic Change 1995: The Science of Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge.INTERGOVERNMENTAL PANEL ON CLIMATE CHANGE, 2001. Climate change 2001: Impacts,adaptation and vulnerability. –Contribution of the working group to the third assessment report of theintergovernmental Panel of Climate Change, World Meteorological Organization, Genève, 124p.Komar, P.D., W.M. McDougal, J.J. Marra, & Ruggiero, P. (1999). - The Rational Analysis of SetbackDistances: Applications to the Oregon Coast. Shore & Beach, 67, 1, 41-49.Lamb, H. 1991. Historic storms of the North Sea, British Isles and Northwest Europe. Cambridge UniversityPress, Cambridge.Larson, M., & Kraus, N.C. (1989). - SBEACH : Numerical model for simulating storm-induces beachchange, Report 1, empirical fondation and model developement. CERC - WES, Technical ReportCERC-89-9, 267p.Lee, G.-H., Nicholls, R.J. & Birkemeier, W.A. (1998). - Storm-driven variability of the beachnearshoreprofile at Duck, North Carolina, USA, 1981-1991. Marine Geology, 148, 163-177.Lionello, P., Sanna, A., Elvini E., & Mufato, R. (2006). - A data assimilation procedure for operationalprediction of strom surge in the northern Adriatic sea. Continental Shelf Research, 26, 539-553.Morellato, D. 2004. - Modélisation de l’efficacite du rechargement artificiel en sable sur une plagemicrotidale à barres (Site de Routy, delta du Rhône). Mémoire de DEA, Université de Provence, Institutdes Sciences Géographiques et de l’Aménagement, 54p.

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in-situ (la houle –hauteur et période- est mesurée à Sète et la marégraphie au Grau de la Dent, dans la partiecentrale du delta du Rhône) ; les valeurs de +5-10-20% représentent l’augmentation des forçages par rapportau cas 1VIIILISTE DES FIGURESFigure 1 : Forçages durant la tempête de 1997 et deux exemples de forçages simulés (cas_4 et cas_8). Parsouci de clarté graphique, tous les cas ne sont pas représentés.Figure 2 : Profil utilisé en entrée du modèle 2DV.Figure 3 : Profils de la dune mesuré et simulée.Figure 4 : Augmentation de l’érosion de la dune selon les scénarii de tempêtes.Figure 5 : Comparaison des relations entre les forçages pour différents cas (cf table 1).

CasHoule- intensité -Houle- durée -Niveau d’eau- intensité -Niveau d’eau- durée -Cas1 (tempête de référence de 1997) - - - -Cas 2 + 5-10-20%Cas 3 + 5-10-20%Cas 4 + 5-10-20% + 5-10-20%Cas 5 + 5-10-20% + 5-10-20%Cas 6 + 5-10-20% + 5-10-20% + 5-10-20%Cas 7 + 5-10-20% + 5-10-20% + 5-10-20%Cas 8 + 5-10-20% + 5-10-20% + 5-10-20% + 5-10-20%Table 1

metres et secondes141210864cas_1 Hsigcas_1 Tpcas_1 niveau mercas_4_20% Hsigcas_4_20% Tpcas_4_20% niveau mercas_8_20% Hsigcas_8_20% Tpcas_8_20% niveau mer200 24 48 72 96 120temps (heures)Figure 1

altitude m NGF (IGN 69)6543210-1-2-3-40 50 100 150 200 250 300 350 400distance vers la merFigure 2

altitude m NGF (IGN 69)5,554,543,532,521,515 10 15 20 25 30 35distance vers la merdune anté-tempêtecas_1(tempête 1997)cas_2_5%cas_2_10%cas_2_20%cas_3_5%cas_3_10%cas_3_20%cas_4_5%cas_4_10%cas_4_20%cas_5_5%cas_5_10%cas_5_20%cas_6_5%cas_6_10%cas_6_20%cas_7_5%cas_7_10%cas_7_20%cas_8_5%cas_8_10%cas_8_20%Figure 3

200augmentation de l'érosion (%180160140120cas_2cas_3cas_4cas_5cas_6cas_7cas_81000 5 10 15 20augmentation des tempêtes (%)Figure 4

augmentation de l'érosion (%)200180160140120cas_2 + cas_3cas_4augmentation de l'érosion (%)200180160140120cas_2 + cas_5cas_61000 5 10 15 20augmentation des tempêtes (%)1000 5 10 15 20augmentation des tempêtes (%)augmentation de l'érosion (%)200180160140120cas_3 + cas_5cas_7augmentation de l'érosion (%)200180160140120cas_2 + cas_7cas_3 + cas_6cas_4 + cas_5cas_81000 5 10 15 201000 5 10 15 20augmentation des tempêtes (%)augmentation des tempêtes (%)Figure 5

Journées Scientifiques et Techniques du CETMEFThème: Risques littoraux majeursAnalyse fréquentielle des niveaux marins pour l’estimation des surcotes extrêmesMarseille Endoume (1885-2003)Pierre GaufrèsCETMEF - Centre d'Etudes Techniques Maritimes Et Fluviales - 2 Bd du Président Kennedy– CS 90385 - 13097 Aix-en-Provence Cedex 02, France, pierre.gaufres@equipement.gouv.frRésumé :Les niveaux marins extrêmes résultant des échanges océan/atmosphère menacent les cotesbasses sableuses et les littoraux densément peuplés à toute échelle spatio-temporelle, avec despériodes allant de quelques secondes à plusieurs siècles.En conditions microtidales, la plus longue série marégraphique en Méditerranée française(Marseille Endoume 1885-2003) a permis de tester différents modèles statistiques dans laperspective d'une méthodologie de caractérisation des surcotes extrêmes sur le littoral. Aprèstraitement et critique d’une série horaire proche du million de données, les lois statistiques(GEV, Gamma, Exponentielle, Jenkinson, ...) sont explorées pour la série historique et lestests associés (stationnarité, indépendance, homogénéité, ...) sont discutés. L'analyse estréalisée avec les maxima annuels et la méthode du renouvellement (POT) compte tenu de lataille de l'échantillon. La dépendance de l’ajustement statistique à la série analysée estquantifié avec la méthode du Bootstrap, suivant le nombre de paramètres de calage de la loiretenue.Les outils d’analyse fréquentielle exposés permettent de fournir une méthodologie de calculdes quantiles de surcotes pour d’autres sites en Méditerranée française afin de caractériserl’aléa érosion et submersion marine, avec l’intervalle de confiance associé. Les résultats sontcomparés avec les observations de terrain de tempêtes récentes et corrélés notamment auxniveaux marins morphologiquement significatifs et seuils d'impact associés. Les méthodesstatistiques et les outils présentés contribuent à une meilleure connaissance de l'intensité, ladurée et la fréquence des niveaux marins extrêmes pour la caractérisation des aléas côtiers etle dimensionnement des ouvrages.Mots clefs : surcote, niveau marin, marégraphie, extrêmes, distribution fréquentielle,ajustement statistique, période de retour, risques littoraux, submersion marine

Homogénéisation de longues séries de données instrumentalesOlivier MestreMétéo-FranceEcole Nationale de la Météorologie42, avenue Coriolis31057 Toulouse cedexDans un grand nombre de communes, on peut constituer des séries d’observationsclimatologiques relativement complètes, remontant au XIX ème siècle. Cependant, lesconditions de mesure ont été profondément modifiées au cours du temps. Les changementsd’emplacement, d’instrumentation… se traduisent par autant de biais dans les séries dedonnées. Or ces ruptures artificielles peuvent être du même ordre de grandeur que lesphénomènes climatiques que l’on étudie. Leur détection et leur correction sont doncindispensables avant toute étude climatique : c’est ce que l’on appelle l’homogénéisation desséries.Les techniques utilisées par Météo-France (programmation dynamique et vraisemblancepénalisée pour la détection des ruptures, modèle d’analyse de variance pour la correction) sontdécrites et appliquées à la série des températures de Pau. L’évolution des températures sur laFrance métropolitaine pour la période 1880-2005 est ensuite décrite.1

Journées Scientifiques et Techniques du CETMEFSession : Risques Littoraux MajeursTitre présentation : Plan Séisme et TsunamisAuteurs : R. Pedreros*, M. Terrier*, E. Durand**BRGM, Service Aménagement et Risques Naturels, 3, avenue C. Guillemin - BP 6009 5060 OrléansCedex 2 - FranceRésuméA la fin de l’année 2005, le Ministère de l’Ecologie et du Développement Durable lança lePlan Séisme afin de « réduire la vulnérabilité aux séismes des personnes et des biens ». Ceplan intègre également un chantier consacré à la « prévention du risque de tsunami » suite àla catastrophe dans l’océan indien le 26 décembre 2004. Cette présentation traite destravaux que mène actuellement le BRGM dans le cadre de ce chantier. Il s’agit de deuxétudes préliminaires de l’aléa tsunami sur les côtes françaises méditerranéennes etantillaises. L’objectif de cette première approche est de déterminer si cet aléa existeréellement dans ces régions et si oui, de désigner les zones les plus exposées aux tsunamis.Les mécanismes de génération considérés concernent l’activité sismique et les glissementsde terrain. Pour les Antilles, l’activité volcanique est également prise en compte. La définitiondes provinces tsunamigènes, en champ proche et en champ lointain, s’effectue encollaboration avec IFREMER, Géosciences AZUR, l’IPGP et l’UAG. Ce projet bénéficieégalement des derniers produits bathymétriques du SHOM (dalles Histolit). La modélisationdes tsunamis (génération, propagation et inondation) fait appel au couplage des codesTOPICS et FUNWAVE. Des simulations seront présentées illustrant :- l’utilisation des équations ondes longues et Boussinesq étendues- les améliorations apportées au couplage. Notamment la possibilité d’emboîter lesgrilles de calcul afin de réduire le temps de calcul tout en préservant la qualité desrésultats.

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreSEISMES, TSUNAMIS ET LEUR CALIBRATION : CAS DEL’EVENEMENT DE SUMATRA DU 26 DECEMBRE 2006Earthquakes, Tsunamis and their cross-calibration : The 26 th December2004 case studyMansour IoualalenInstitut de Recherche pour le Développement, IRDGéosciences Azur, IRD/CNRS/UPMC/UNSA, 2, quai de la Darse, – B.P. 48 – 06230 Villefranche-sur-mer.Tél: +33 (0)4 93 76 37 40, Fax: +33 (0)4 93 76 37 66, e-mail: Mansour.Ioualalen@geoazur.obs-vlfr.frNous présentons ici quelques notions reliant les aléas sismique et tsunami. Lorsqu’un séisme est tsunamigène leursinformations respectives peuvent se contraindre mutuellement et permettre ainsi de mieux les caractériser.Enparticulier, l’information hydrographique (observations, simulations) peut aider à compléter les données de sismologiepour mieux cerner les paramètres de rupture. Pour illustrer ces méthodes de calibration, nous avons considéré lesséisme et tsunami du 26 décembre 2004 qui ont été déclenchés au large de la pointe nord de l’île de Sumatra. Unexemple de calibration de source sismique avec l’aide de marégrammes, de relevés altimétrique d’anomalies de niveaude la mer et de simulations numériques de propagation de tsunami est mis en avant. Lorsque la calibration estsatisfaisante et que la simulation numérique est robuste on relève que cette dernière peut aider à évaluer l’aléa tsunamien mode pronostique (cas de la Thaïlande), ou encore, qu’elle peut être utile, en mode diagnostic, à effectuer des étudesde processus (cas du Bangladesh).We present here features linking earthquakes and tsunamis. For a tsunamigenic earthquake, their respectiveinformations may help as a cross-calibrating, and thus, both co-seismic displacement and tsunami propagation can bebetter characterized. In particular, the hydrographic information (observations or simulations) may complementseismic data in the description of the rupture process. In order to illustrate such calibration method we haveconsidered the December 26, 2004 Sumatra/Andaman earthquake and tsunami events. An example of seismic sourcecalibration with tide gauge records, anomalies of sea level altimetric data and tsunami modeling is reviewed. Once thecalibration is satisfactory and the associated numerical simulation robust, we review that this latter one may help inthe tsunami risk assessment in a pronostic mode (the Thailand case study). It may also help in a diagnostic mode inperforming process studies (the Bangladesh case study).IINTRODUCTION: SÉISMES TSUNAMIGÈNESL’information tsunami, i.e., les modes d’oscillations longues de la surface libre marine, peut être déduited’observations (e.g., marégrammes, anomalies de niveau de la mer mesurées par altimètre) mais également desimulations numériques lorsque la source l’ayant généré ainsi que les données bathymétriques et topographiques sontacquises. Alors que ces dernières sont de mieux en mieux échantillonnées par sondeurs multifaisceaux etcartographie terrestre, les sources sismiques sont extrêmement difficiles à caractériser entièrement car ellesnécessiteraient des réseaux de mesures très denses, e.g., stations sismiques et positionnements par GPS pour leslocaliser et évaluer les déformations co-sismiques. Par conséquent, lorsqu’un séisme génère un tsunami, nous avonsen présence deux aléas naturels étroitement liés dont on peut penser que leurs caractérisations respectives peuventaider à mieux se contraindre mutuellement. Ainsi, les données sismiques aident à démarrer des ensembles desimulations numériques de propagation de tsunamis, mais également, les données hydrographiques de tsunamipeuvent aider à mieux caractériser un séisme.Un exemple de méthodologie d’inversion consiste à utiliser les observations sismiques pour initier des simulationsnumériques de propagation d’un tsunami, puis de raffiner la source sismique en utilisant les donnéeshydrographiques et les simulations numériques itératives. Idéalement cette procédure permet de compléter lesdonnées sismiques par l’information hydrographique (observations et simulations). Lorsque la procédure estsatisfaisante et robuste, elle nous permettrait d’obtenir en mode pronostique l’impact d’un tsunami sur une zonecôtière et éventuellement d’effectuer des études de processus. Cette procédure a été appliquée au cas du séisme ettsunami dévastateurs du 26 décembre 2004 déclenchés au voisinage immédiat de la pointe nord de l’île de Sumatraen Indonésie. La source (déformations initiales co-sismiques) a été calibrée avec des données de marégraphes etd’anomalies de niveau de la mer en prenant en compte des critères de périodicité, d’amplitude et de séquence devagues [1, 2]. L’apport d’une telle calibration est montré pour deux sites pour des raisons méthodologiques: la côte

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titred’Andaman en Thaïlande et celle du Bangladesh. En Thaïlande, le grand nombre d’observations de runup (altitudedu plus haut point inondé) ont été effectuées immédiatement après le tsunami permettent de valider la carte d’impactsimulée. A l’inverse, les côtes du Bangladesh ont été très peu (ou pas) échantillonnées. Dans ce cas il est hasardeuxde présenter des cartes de runup simulé. En revanche il a été possible d’effectuer des analyses de processus aidant àmieux comprendre les raisons pour lesquelles cette côte a été très peu touchée par le tsunami.II PROCÉDURES D’INVERSION :Au premier ordre, si l’on considère que la déformation du fond marin due à un séisme est de même nature que ladéformation initiale de la surface libre, l’examen d’observations hydrographiques telles que les marégrammes peutnous apporter quelques éléments d’information sur les modes de rupture. Pour exemple, en champ proche, lesmarégrammes au voisinage d’un séisme nous révèlent les taux de surrection et de subsidence locaux. Ainsi la sourcesismique peut être contrainte par ces données. En champ lointain, lorsque la position du marégraphe ne permet pasde détecter les mouvements co-sismiques, l’enregistrement peut encore se révéler utile. En particulier, une failleinverse en compression, à l’inverse d’une faille normale en extension, générera un plus important taux de surrectionque de subsidence. Cette information pourrait ainsi être détectée sur un marégramme par l’analyse les amplitudesrelatives des crêtes et creux successifs. De même les temps d’arrivée de l’onde peuvent aider à mieux localiser lasource sismique. Cependant cette dernière information nécessite que la méthode d’inversion prenne en compte lesmodes de propagation de la vague entre sa génération et son arrivée au marégraphe. Alors qu’un tsunami se propagede façon quasi-linéaire en eau profonde avec pour seul paramètre de contrôle la bathymétrie que nous sommessupposé connaître, son comportement change singulièrement en domaine côtier car les processus physiques, tels queles non-linéarités, la dispersion, le déferlement, la friction de fond peuvent devenir prépondérants. Il devient alorsnécessaire de recourir à l’outil numérique de propagation de vagues.Une méthodologie d’inversion peut être appliquée avec différents degrés de précision car, quelle que soit laprécision de la source sismique initiale utilisée, plusieurs fonctions de transferts reliant la dynamique d’un séisme etcelle d’un tsunami sont très peu connues. En particulier, il est difficile d’estimer la relation entre le mode dedéformation du fond marin responsable du tsunami et le mouvement co-sismique apparu à plusieurs kilomètres deprofondeur de celui-ci. De plus, on connaît très mal la manière dont la déformation du fond marin est restituée dansla colonne d’eau. Ces questions sont essentielles et font l’objet de recherches soutenues. Il faut cependant noter quele degré d’élaboration de telles fonctions nécessiterait un équivalent en réseaux d’observations pour les contraindre.Ainsi, les deux composantes progressent simultanément et la relation séisme-tsunami peut toujours être estimée avecun certain degré de précision. Actuellement la méthode de caractérisation de la source sismique la plus utiliséeconsiste à associer un plan homogène de rupture à un mouvement co-sismique nécessairement complexe [3]. Lareprésentation a le mérite de représenter la rupture par des paramètres simples tels que l’inclinaison du plan derupture, la direction et la quantité de glissement. Les réseaux d’observations sismiques actuels permettent cependantd’identifier des mouvements co-sismiques complexes. C’est le cas pour les événements de grande ampleur tel quecelui du 26 décembre 2004 car il a été détecté par une grande partie des réseaux mondiaux opérés [4, 5]. De même,On peut penser que les simulations futures de propagation de tsunamis seront initiées par des sources plusdynamiques et inhomogènes.III SÉISME ET TSUNAMI DU 26 DÉCEMBRE 2004Le séisme s’est déclenché à 0h58’53’’ UTC au large de la pointe nord de l’île de Sumatra et a été localisé vers95°51’E, 3°25’N (Figure 1, gauche). De nombreuses stations GPS ainsi que les modèles d’inversion sismiqueindiquent que la rupture s’est propagé vers le nord sur environ 1200-1300 Km le long de la fosse d’Andaman avecune vitesse de propagation de l’ordre de 2.5-3 Km/s [4]. Les mécanismes au foyer contraints avec les données deGPS ont montré que les 15 à 25 m de glissement ont généré des mouvements co-sismiques de l’ordre de 10 m desurrection sur le bord est de la faille et de l’ordre de 6 m de subsidence sur le bord ouest [4]. Un exemple decalibration d’une source sismique composée de 5 segments alignés le long de la faille qui sont déclenchés avec untemps de retard est présenté ici (Figure 1) [1, 2]. Cette source a été contrainte par des données hydrographiques demarégraphes opérés par l’Université d’Hawaii (UHSLC) et par les anomalies de niveau de la mer détectés parl’altimètre Jason qui se trouvait à la verticale de la zone de propagation du tsunami (Figure 2).La calibration de la source a consisté en l’analyse des amplitudes de vagues, leurs temps d’arrivée, la séquence devagues et leur périodicité. Plusieurs simulations ont été menées de façon itérative avec le modèle de propagation etde runup Funwave [6]. Ce modèle a été validé sur plusieurs événements, en particulier sur le tsunami du 26novembre 1999 au Vanuatu [7]. Il résout les équations non linéaires de Boussinesq et par conséquent prend en

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titrecompte les processus de dispersion. De plus il inclut un algorithme de trait de côte mobile permettant de calculerdirectement l’inondation et le runup. Les effets de frottement de fond ainsi qu’une paramétrisation sous-grille dudéferlement ont été ajustés. On montre dans la Figure 2 des exemples de calibration où la source est contraintejusqu’à ce que les résultats de simulations s’accordent de manière satisfaisante avec les observationshydrographiques. La Figure 2 montre cet accord à l’exception de la surestimation de l’amplitude des creux qui estdue à la sous-estimation des effets de friction de fond qui s’appliquent surtout dans les creux de vagues. Cependant,l’ensemble est suffisamment proche des observations pour retenir cette source.IV QUELQUES RÉSULTATS DE SIMULATIONSDès lors que la calibration de la source a été effectuée, nous montrons ci-après quelques résultats de simulationpour tester sa robustesse et évaluer son apport en termes d’aléa et de risque tsunami. Pour un même événement, unetelle calibration peut permettre (1) de pronostiquer des cartes de runup (cas de la Thaïlande) et (2) de diagnostiquerles processus mécaniques responsables du comportement de la vague en domaine côtier (cas du Bangladesh).IV.1CARTE D’IMPACT EN THAÏLANDELes six provinces de la Thaïlande bordant la mer d’Andaman ont été exposées au tsunami mais à des degrés variés.Les valeurs de runup les plus importants ont été obtenues autour de Khao Lak (province Phang Nga) avec desamplitudes de l’ordre de 11 à 14 m [8]. La seconde zone fortement touchée est l’île de Phiphi (province de Krabi)située à environ 80 Km à l’est de la principale île de Phuket. À cet endroit, la vague de l’ordre de 6 m d’amplitude atraversé l’isthme reliant ses deux blocs rocheux. Enfin l’Île de Phuket a également enregistré d’importantes valeursde runup, i.e., de l’ordre de 5-6 m sur la côte Ouest avec des extrema de 10 m. Ces zones touristiques ont subi de trèsimportants dommages et les valeurs de runup ont été prioritairement mesurées [8]. En revanche, moinsd’informations sont disponibles pour les zones moins fréquentées ou moins vulnérables.La Figure 2 indique un bon accord entre les amplitudes du runup observé et simulé [2, 8]. En particulier lessimulations reproduisent de façon satisfaisante les variations brusques du runup situés à Khao Lak, autour de Sarazinbridge et de Patong beach. De façon plus précise, les statistiques élémentaires du runup observé et mesuré indiquentun écart-type croisé de l’ordre de 17% et une corrélation de l’ordre de 94% [2]. Ces résultats montrent que lasimulation numérique dans son ensemble reproduit à une échelle synoptique l’impact du tsunami. Ainsi on peutraisonnablement valider le runup simulé dans les lieux où des observations n’ont pas été effectuées. C’est le cas parexemple de la région située au sud de Khao Lak où un runup de l’ordre de 10 m est simulé. Cette région est très peudense en population expliquant probablement ce manque d’observations. Si l’on considère que la période derécurrence d’un tel aléa est supérieure au siècle, on peut penser que cette zone littorale sera inéluctablementurbanisée à cette échelle de temps. Le risque tsunami serait donc réel.La robustesse de la simulation numérique indique que la source sismique est cohérente car celle-ci n’a pas étécontrainte avec les données de runup. Pour celui-ci la simulation s’est donc effectuée en mode pronostique. Laméthodologie d’inversion appliquée est donc validée avec un certain degré de précision.IV.2ÉTUDES DE PROCESSUS AU BANGLADESHSuite à l’événement de Sumatra, certaines régions du golfe du Bengale, dont le Bangladesh, sont très peudocumentées. Aucune mesure de runup ni de témoignages ne sont disponibles. Nous savons seulement que letsunami y a fait deux victimes et que celui-ci n’a pas été dévastateur. Il est donc difficile de valider toutesimulation de cartographie de runup ou d’inondation, d’autant que les cartes bathymétriques sont tropéparses pour véritablement mener une étude fine. Cependant il semble intéressant de tenter de savoir la causede ce faible impact, alors que la plupart des zones côtières du golfe ont été sévèrement touchées. Pour cela,de simples tests de sensibilité peuvent nous aider à identifier les processus physiques ou les effets de sitesresponsables des supposées faibles amplitudes de vagues ayant atteint les côtes du Bangladesh.Il convient dans un premier temps de décrire la morphologie particulière du plateau continental situé entrela côte du Bangladesh et la pente relativement abrupte (Figure 4). Ce plateau, très étendu (jusqu’à 200 Kmd’extension nord-sud) a une pente très faible (de l’ordre de 0.3% en moyenne) et il est caractérisé par laprésence d’une multitude de canyons sous marins dont le plus imposant est le Swatch of No Ground Canyon.Celui-ci naît de la confluence des deux fleuves Brahmapoutre et Gange avec une profondeur atteignant 1200m en son centre (au voisinage de la pente) alors qu ‘elle varie entre 60 et 800 m sur ses bords. Sa pentemoyenne (est-ouest) est de l’ordre de 20%.

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreLes simulations numériques de propagation du tsunami du 26 décembre 2004 confirment que les côtes duBangladesh ont été peu touchées (Figures 4 et 5). Elles montrent en particulier que les maxima d’amplitudese situent principalement au large, dans le plateau, et non sur la côte. La directivité de la vague, quasimentest-ouest, pourrait expliquer son atténuation dans la partie nord du golfe mais il semble que ce n’est pas lecas car la partie nord de l’Inde à l’orée du plateau étendu a été atteinte par des vagues significatives (Figs. 4-5). Des travaux récents ont analysé les processus responsables de cet effet protecteur [9]. Différents tests desensibilité ont montré que les effets dispersifs et non-linéaires ainsi que la friction de fond ne jouent pas unrôle majeur dans cette atténuation [9]. Il semble donc que ces maxima d’amplitudes situés au large soient dusà la morphologie du plateau et non à des processus physiques complexes. Nous proposons ici quelques effetsde sites pouvant expliquer ces modes de propagation du tsunami.Le premier effet concerne les maxima locaux dont deux d’entre eux sont isolés dans les ellipses A et B dela Figure 4. A l’exemple du maxima situé dans A, la carte bathymétrique indique un comportement concave(convergent) des lignes de niveaux [voir l’iso-bathe 100 m en (A), 50 m en (B)]. Un processus de réfractionsemble focaliser la vague en ce maximum; puis la vague se défocalise lorsqu’elle poursuit sa propagationvers le nord et qu ‘elle rencontre une bathymétrie de type convexe (divergente), e.g., iso-bathe 50 m.Le deuxième effet concerne le comportement de la vague aux bords et aux terminaisons des canyons (prèsde la côte). La Figure 4 montre que nombre de maxima d’amplitude sont situés sur les bords des canyons.Les forts gradients latéraux bathymétriques (pentes est-ouest sur les bords) provoquent nécessairement deschangements d’orientation de la vague par réfraction qui s’échapperait latéralement. Ainsi celle-ci n’est plussusceptible d’atteindre la côte. Enfin, aux terminaisons [en amont près des côtes, (T) pour exemple sur laFigure 4] des canyons, les courbes bathymétriques sont à nouveau convexes (divergentes) entraînant unedéfocalisation.Ainsi les simulations numériques permettent d’isoler des éléments diagnostiques. Ces éléments pourrontêtre affinés en analysant la contribution de chacun des termes présents dans les équations de Boussinesq etqui peuvent être enregistré en sortie du modèle de propagation. Cela nécessiterait une étude complète sur, enparticulier, le rôle des canyons sous-marins dans la propagation des tsunamis.

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreV FIGURESFigure 1 : Source sismique construite à partir de données hydrodynamiques. (gauche) (se reporter à [4, 5] pour ledétails des paramètres de rupture): 5 segments de sources (rectangles) au nord de l’épicentre (). Le fond de cartereprésente la bathymétrie ETOPO-2 (500 m d’iso-contours). (droite) : élévation initiale : Les traits continusreprésentent une surrection (crête pour le tsunami) et les pointillés indiquent une subsidence (dépression pour letsunami).3,00Male2,001,000,00-1,00-2,00-3,0010800 14400 18000Figure 2 : Calibration de la source avec les données hydrodynamiques [4, 5]. (Haut) : comparaison entrel’élévation du niveau de la mer (en m) issu de la source construite et du modèle de propagation et celui détecté parl’altimètre Jason (l’axe des abscisses indique la latitude). Les anomalies mesurées par Jason lors du cycle précédentont été soustraites à celles qui ont été enregistrées lors du passage du tsunami. (Droite) : Comparaisons avec 2marégrammes enregistrés aux îles Maldives en (m) et (sec.), Hanimmadhoo (haut) et Male (bas).

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreFigure 3 : Runup observé (barres horizontales, [8]) et simulés (points reliés, [5]) autour des Provinces Phang Nga(Khao Lak) et Phuket.Figure 4 : Élévation maximale simulée avec la source construite pour les côtes du Bangladesh. La cartebathymétrique a été superposée en gris avec des lignes de niveaux espacées de 50 m..

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titreFigure 4 : Élévation maximale simulée avec la source construite pour l’ensemble du golfe du Bengale.CONCLUSIONSNous avons passé en revue une méthode de calibration d’une source sismique tsunamigène avec l’aide dedonnées hydrodynamiques, i.e. observations marégraphiques et altimétriques ainsi que les élévations de lasurface libre simulées avec un modèle de propagation d’onde longues. Pour l’événement considéré, i.e., lesséisme et tsunami du 26 décembre 2004 dans l’Océan Indien. Cette calibration a également contribué aconstruire une simulation numérique robuste car les cartes de runup simulées reproduisent raisonnablementcelles observées sans, toutefois, que la simulation soit contrainte par ces dernières (cas des côtesthaïlandaises). Enfin, dans la mesure où une telle calibration accroît la robustesse de cette simulation, desétudes de processus peuvent être menées de manière confiante. C’est le cas des côtes du Bangladesh ou iln’existe pas à ce jour de réelles données objectives décrivant l’événement. Pour ce dernier cas, des résultatssupplémentaires présentés complètent ceux déjà publiés [9].VI REMERCIEMENTSL’auteur remercie vivement l’Institut de Recherche pour le Développement, IRD, particulier leDépartement Milieux et Environnement ainsi que l’Agence Nationale pour la Recherche, ANR (projetTSUMOD, ANR-05-CATT-016-02) pour avoir facilité la réalisation de ce travail. Il remercie J. Asavanant,S. Grilli, N. Kaewbanjak, et J. Kirbyainsi pour des discussions ainsi que Philippe Sergent pour l’organisationde la session Risques Littoraux Majeurs des 9ièmes Journées Scientifiques et Techniques du CEMTF dontest issu ce manuscript.VII REFERENCES ET CITATIONS[1] Grilli, S, Ioualalen, M., Asavanant, J., Shi, F., Kirby, J., & Watts, P. (2007). – Source constraints andmodel simulation of the December 26, 2004 Indian Ocean tsunami. J. Wtrwy. Port, Coast and Oc.Engrg., sous presse.[2] Ioualalen, M., Asavanant, J., Kaewbanjak, N., Grilli, S., Kirby, J., & Watts, P. (2007). – Modeling of the26 th December 2004 Indian Ocean tsunami: Case study of impact in Thailand. J. Geophys. Res./Oceans,sous presse.[3] Okada, Y. (1985). - Surface deformation due to shear and tensile faults in a hallf-space. Bull. Seis. Soc.Am., 75(4), 1135-1154.[4] Vigny, C., Simons, W. J. F., Abu, S., Bamphenyu, R., Satirapod, C., Choosakul, N., Subarya, C., Soquet,A., Omar, K., Abidin, H. Z., & Ambrosius, B. A. C. (2005). – Insight into the 2004 Sumatra-Andamanearthquake from GPS measurements in southeast Asia. Nature, 436, 201-206.

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titre[5] Ammon, C. J., Ji, C., Thio,H.-K., Robinson, D., Ni, S., Hjorleifsdottir, V., Kanamori, H., Lay, T., Das, S.,Helmberger, D., Ichinose, G., Polet, J., & Wald, D. (2005). – Rupture process of the 2004 Sumatra-Andaman earthquake. Science, 308, 1133-1139.[6] Kirby, J. T. (2003). - Boussinesq models and applications to nearshore wave propagation, surf zoneprocesses and wave-induced currents. Advances in Coastal Modeling, V. C. Lakhan (ed), ElsevierOceanography Series, 67, 1-41.[7] Ioualalen, M., Pelletier, B., Watts, M., & Regnier, M.. (2006). – Numerical modeling of the 26thNovember 1999 Vanuatu tsunami. J. Geophys. Res.,/Oceans. 111, C06030, doi:10.1029/2005JC003249.[8] Tsuji, Y., Namegaya, Y., Matsumoto, H., Iwasaki, S., Kanbua, W., & Meesuk, V. (2006). – The 2004Indian tsunami in Thailand: Surveyed runup heights and tide gauge records. Earth Planets and Space,58(2), 223-232.[9] Ioualalen, M., Pelinovsky, E., Asavanant, J., Lipikorn, R., & Deschamps, A.. (2007). – On the weakimpact of the 26 December Indian Ocean tsunami on the Bangladesh coast. Nat. Hazards Earth Syst.Sci., 7, 141-147.

VOF/NAVIER-STOKES NUMERICAL MODELING OF SURFACEWAVES GENERATED BY SUBAERIAL LANDSLIDESSimulation numérique Navier-Stokes/VOF des vagues générées par lesglissements de terrain aériensStéphane Abadie, Denis MorichonUniversité de Pau et des Pays de l'AdourLaboratoire de Sciences Appliquées au Génie Civil et CôtierAllée du parc Montaury, 64600 Anglet, FRANCETél: +33 (0)5 59 57 44 21, Fax : +33 (0)5 59 57 44 39, e-mail: stephane.abadie@univ-pau.frStéphan GrilliUniversity of Rhode IslandDepartment of Ocean EngineeringNarragansett, RI 02882, USAe-mail: grilli@oce.uri.eduStéphane GlocknerCNRS – Université de Bordeaux ILaboratoire Trefle – UMR 8508Site ENSCPB. 16 Avenue Pey-Berland, 33607 Pessac Cedex, FRANCEe-mail: glockner@enscpb.frAbstract : Landslide generated waves are studied using a numerical model based on Navier-Stokes equations, with aVOF algorithm to track the interfaces. Unlike most earlier simulations of this problem, our model implicitly describesthe coupling between slide and water. Simulations are first compared with earlier measurements of a solitary wavegenerated by a rigid bloc falling down in a shallow water flume. We then perform simulations to evaluate the role ofslide deformation on the characteristics of generated waves. Results highlight both the importance and complexity ofslide deformation on wave characteristics. Hence, we recommend to consider slide rheology in tsunami risk assessment.Résumé : La génération de vagues par des glissements de terrain est étudiée à l'aide d'un modèle basé sur les équationsde Navier-Stokes et un suivi d'interface PLIC-VOF. L'originalité de l'étude repose sur la prise en compte implicite ducouplage glissement/fluide. Le modèle est validé dans un premier temps, dans le cas de génération d'un soliton par lachute d'un bloc rigide à l'extrémité d'un canal. Une étude numérique de l'influence du caractère déformable duglissement est ensuite proposée. Ce travail met en évidence l'importance et la complexité du rôle de cette déformationsur les caractéristiques des vagues générées. Il convient donc de prendre en compte de manière plus fine la rhéologiedu glissement dans le processus de prédiction des tsunamis.IINTRODUCTIONWhether subaerial or underwater, landslides may generate surface waves, large enough to cause significanthazards for coastal populations and infrastructures. In the ocean, underwater landslides represent the secondmost important source of tsunami generation that, sometimes, may create more devastating tsunamis than coseismictsunami sources of moderate strength [1]. Aerial and subaerial landslides frequently occur inmountain lakes and fjords, whose sides may become unstable. Although less frequent in the ocean, largesubaerial landslides may be induced on volcanic islands susceptible to flank collapse, and cause potentiallydamaging tsunamis for nearby, or possibly far distant, coastal populations. Indeed, in such cases, slidevolumes involved may become so large as to generate major, even catastrophic, transoceanic tsunamis thatcould potentially cause destruction along far distant coasts. A recently studied case in this respect is thepotential flank collapse of the Cumbre Vieja volcano on the island of La Palma, in the Canaries [2].

Laboratory experiments have been performed to study submarine and subaerial landslides (e.g., [3-7]),particularly in relation to case studies (see, [3] for a more detailed discussion of work to date), but these maybe both lengthy and costly to carry out. By contrast, numerical modeling, if properly validated withlaboratory experiments, may be a more flexible and efficient tool (e.g., [1], [6] and [9]). Moreover, numericalmodeling more easily provides flow variables for any point of space and, hence, is better suited to a detailedstudy of physical processes.Earlier modeling work of so-called tsunami landslides may be classified into two groups. In the first one,slide kinematics is a priori specified in the model, typically based on a semi-empirical equation, e.g.,describing the center of mass motion for solid landslides (e.g., [9-14]). This method has more often beenapplied to underwater landslides, for which induced free surface waves are usually initially less complex,although some authors have also applied it to subaerial landslides ([6],[15]). In the second group of methods,a fully coupled computation of both the slide and induced fluid motion is performed. Monaghan and Kos[16] thus use a Smooth Particle Hydrodynamics (SPH) method to study shallow water wave generation, dueto the impact of a falling rigid block. Panizzo and Dalrymple [17] also used a SPH model to studyunderwater landslide generated waves. Models based on a direct solution of Navier-Stokes (NS) equations,and featuring a free surface tracking algorithm, have also been used. Heinrich [18] and Assier Rzadkiewiczet al. [19] thus proposed two-dimensional (2D) NS simulations, with a Volume Of Fluids (VOF) type freesurface tracking, of both underwater and subaerial landslide tsunamis. Gisler et al. [20] recently proposed amodeling of the La Palma case study based on a compressible NS model, and Quecedo et al. [21] similarlymodeled the Lituya Bay case study with a multi-fluid NS model, in which both air and water motion weresimulated. These various NS model results are all quite promising, but the slide/fluid motion coupling stillneeds to be clarified, as it has not yet been fully studied. Also, a detailed analysis of physical processesinvolved has rarely been carried out.In this work, we present results of simulations of surface waves generated by subaerial landslides, obtainedwith the NS model Aquilon (developed in the Trefle laboratory, UMR 8508). In section 2, we brieflysummarize the equations and numerical methods for the model. In section 3, we present results of avalidation case for the 2D generation of a solitary wave by a falling block in shallow water. Finally, insection 4, the full potential of our model is illustrated by simulating the fully coupled case of wavesgenerated by a deformable slide moving down a slope.II NUMERICAL MODELThe computational domain is divided into three fluid subdomains: water, air and slide. In our approach, thelatter is also treated as a fluid, whose properties and constitutive law can be adjusted depending on watercontent and nature. Pierson and Costa [22] for instance indicate that, for water content greater than 50%,slides behave as Newtonian fluids. For smaller water contents, however, slides behave as viscoplastic fluids,with various constitutive laws depending on whether behaves more as a granular or a debris flow. The threefluids in the subdomains are similarly governed by incompressible NS equations:⎛ρ⎜∂U ⎝ ∂t∇ ⋅U = 0 (1)⎞+U⋅∇ ( )U ⎟ = ρg −∇P+∇( μ( ∇U +∇ t U)⎠(2)where U denotes the velocity vector and P the total pressure. The various fluids that co-exist in thecomputational domain are represented in Eq. (2) by their space-varying density ρ and viscosity μ. Equations(1) and (2) are discretized on a fixed structured grid, and solved using an augmented Lagrangian formulation[23]. The linear algebraic system obtained for each time step is solved using the iterative BiCGSTABalgorithm [24]. Since turbulence is not simulated in our model, results in fluid areas with strong shearstresses are to be taken with caution. Turbulence effects will be investigated in future work, which should bestraightforward considering that different turbulence models are already implemented in Aquilon.The motion of interfaces is represented by advection equations, expressed for a “volume fraction function”quantifying the fraction of each fluid present in interface cells, specifying that these interfaces are movingwith the flow. Here, two such equations can be expressed for the two interfaces between the three fluids :

C watertC slidetU C water 0 (3)U C slide 0 (4)where C water (resp. C slide ) is equal to 1 in water (resp. in the slide) and 0 everywhere else. Equations (3) and(4) are either solved using an explicit Total Variation Decreasing Lax Wendroff scheme of LeVeque [25]like in section IV, or with the PLIC-VOF reconstruction algorithm [26] like in section III. Lubin et al. [23]found that both methods lead to the same accuracy in the case of wave breaking simulation.Note, for interface cells, Eq. (2) is expressed using an equivalent density and viscosity, obtained by weighedaverage of individual fluid properties, based on their volume fraction in the cell. The whole model,composed of equations (1) to (4), is called a “one-fluid” model [27] because it approximates a three phaseflow with a single fluid formulation, in which the physical parameters are space varying. With such models,no conditions are required between the various fluid interfaces. The velocity continuity is implicitly specifiedin the model formulation itself.III VALIDATION CASEThe numerical model is first validated by simulating the 2D generation of a quasi-soliton in shallow water ofconstant depth, by a falling rigid block. This application, known as “Russel’s Scott wave generator”, hasbeen the object of well-controlled laboratory experiments as well as other numerical simulations. Figure 1shows the basic set-up and parameters for both the experiment and SPH simulations performed by Monaghanand Kos [16]. The experiment took place in a 2D flume, 9 m long and of variable depth D. A 38.2 kgrectangular block (0.4 m tall, 0.3 m long and 0.39 m wide; nearly the same as the inside of the flume) islocated just above still water level at initial time, and then released. Experiments were repeated for D =0.288, 0.210, and 0.116 m; in each case, the block vertical position and free surface elevation at a wavegauge located 1.2 m from the leftward extremity of the flume, were measured as a function of time.ywave gaugeD1.2 mxFigure 1 : sketch of Monaghan and Kos’ [15] experiment.Numerical simulations were performed using a 250x130 grid, with uneven cell dimensions in x (startingwith Δx min = 6 mm near the block and widening for larger x) and constant cell dimensions in y (Δ y= 6 mm).To closely reproduce experiments, in which the block was forced to have a vertical motion, horizontal blockvelocities are set to zero in the model. The block is represented by a very viscous fluid with μ = 10 4 Pa.s.Caltagirone and Vincent [28] have shown that, with such high viscosities, the local fluid flow within theblock behaves as a solid that only experiences a global translation or rotation (i.e. ∇×U = cst ). Slipboundary conditions are specified for the velocity components along all boundaries.Figure 2 shows numerical results at a few selected times, for D = 0.21 m. As in the experimental set-up,the block was slightly shifted rightward (by 25 mm), so that a very thin water sheet can rise to the left of itduring its fall, as can be seen on figure 2. Results show, as expected, that the numerical method allows theblock to keep its shape during motion, and hence to stay rigid. The main feature of the water flow is the

development of a vortex at the block lower right corner. When time increases, this vortex detaches from theblock and advects rightward, while losing strength. Monaghan and Kos [16] also report the occurrence of avortex at this location, followed in experiments by the development of a small plunging breaker on the freesurface, near the block right side. Our simulations, however, cannot resolve such a small flow feature withthe selected grid size. Adaptive grid refinement should be performed to this effect. Finally, also note on thefigure the appearance of two counter-rotating trailing vortices in the air flow, that gradually detach from theupper corners of the block. It should be emphasized that, considering no turbulence model is used, suchpredicted features should be taken with some caution.t=0.11 st=0.27 st=0.44 st=0.62 sFigure 2 : Numerical simulation of the generation of a quasi-soliton in shallow water by a falling rigidblock. The water-block interface is represented as well as vorticity contours, every Δω = 25 s -1 (positivevalues in black with ω max = 200 s -1 and negative values in gray, with ω min = -200 s -1 ).Figure 3 shows results for the block fall velocity and surface elevation at the wave gauge, as a functionof depth. Despite the fairly coarse grid used in the simulations, the block velocity agrees well withmeasurements down to two-third of the water depth. Further down, the simulated block moves slower than inreality. The flow, however, is still well simulated in the model, as evidenced by the good agreement ofsimulated and experimental elevations of waves at the gauge. We conclude that, overall, the fluid/solidkinematic coupling is well represented in our multi-fluid model, and free surface elevations are wellsimulated by the free surface tracking algorithm.

Figure 3 : Non-dimensional box velocity as a function of non-dimensional depth in model simulations andexperiments by Monaghan and Kos [16], for D = 0.21 m.D (m)measured wave height(m)Experimental Accuracy(m)simulated wave height(m)0.116 0.109 ± 0.02 0.08840.21 0.092 ±0.01 0.0970.288 0.093 ±0.01 0.093Table 1 : Measured (Monaghan and Kos [16]) and simulated (present study) wave heights, 1.2 meters fromthe left side of the flume, as a function of flume depth.IV DEFORMING SLIDE CASEWe now simulate the generation of waves by a deforming subaerial landslide, moving down a 50% (26.6deg.) slope. Similar to the idealized shape used in [9], the slide geometry is assumed to be semi-elliptical,with length L = 1 m and thickness T = 0.2 m. The slide is initially at rest and partly emerged, with its centerof mass located at d/L=–0.048 below still water level.The computational grid is specified in a polar coordinate system, with 200 meshes in the angulardirection, between θ =63.44° and 90°, and 400 meshes in the radial direction, between r = 0.22 and 16 m.The radial step is kept constant to Δr/L=2.7 10 -2 , between r = 0.22 and 8 m, and then increased exponentially.Slip boundary conditions are specified for the velocity components along all boundaries. The time step is setto 10 -2 s for the first 10 iterations and then adaptively calculated later on, based on a Courant condition withCFL=0.5.Simulations were performed for different values of the slide dynamic viscosity: μ s =5000, 500, 100, 10and 1 Pa.s, in order to estimate the influence of slide deformation (governed by viscosity) on the generatedtsunami characteristics (note, water viscosity is μ=0.001 Pa.s). Figure 4 shows three snapshots of simulationsfor cases with decreasing viscosity, μ s = 5000, 100 et 1 Pa.s, which demonstrate the strong effect of viscosityon slide deformation during motion. Velocity vectors, plotted in the water, show how the fluid is being recirculatedfrom the front to the back of the slide, with the creation of a small trailing vortex. One also sees, ineach case, a marked depression of the free surface to the back of the slide, as well as narrow wedges ofwater, moving up the slope, that will cause tsunami runup. At this particular time, in each case, a first longwave is moving offshore (to the right of each figure), followed by a second somewhat steeper wave (to theleft of each slide). Looking more closely, we see that the slide with higher viscosity does behave more as aquasi-rigid solid, closely keeping its front-back symmetrical shape during motion. For the slide with mediumviscosity, a bulbous front develops during motion that causes a thickening of the slide, yielding the slower

moving slide among these three cases. In the case with lowest viscosity, the slide significantly lengthens,while a large vortex of slide material (here behaving as a heavy viscous fluid) forms at the front, and startsrolling onto itself.Figure 5 shows free surface elevations, generated at almost the same time t = 3.2 to 3.5 s in each casewith different slide viscosity. At these times, which correspond to about 1.5 s later than in Fig. 4, the secondgenerated wave has evolved into steeper waves, even breaking in one case (case 3). For cases 1, 4, and 5, thewaves are quite similar in height and length, despite the marked difference in slide motion and deformation.For case 3, which corresponds to the slower and thicker slide shown in Fig. 4, the free surface wave steepensup to overturning and plunging breaking; this is the case where the maximum of energy has been transferredfrom the slide to the water motion, causing the free surface to steepen and break at t = 2.8 s. Note, Case 2 isalso found to break at t=3.5 s, but the volume of water involved in the plunging jet is smaller.One important point that has not yet been investigated is how much energy is eventually conveyed fromthe slide to the water motion, once a quasi-stationary stage has been reached; this will be left out for furtherstudy. We however calculated the height of the generated tsunami at a larger time t = 4.5 s, and found : H =23, 19, 8, 21, and 20 cm, for cases 1-5, respectively. Thus, wave height is similar for all cases (with a slightlylarger height for the rigid case 1), except for case 3, for which dissipation due to the violent breaking hasclearly reduced wave height.Figure 4 : Various interfaces and velocity vectors in the water for 3 slide viscosity cases.

Figure 5: Free surface elevation (air/water interface) for 5 slide simulation cases: (1) μ s = 5000 Pa.s, t = 3.2s; (2) μ s = 500 Pa.s, t = 3.3 s; (3) μ s = 100 Pa.s, t = 3.3 s; (4) μ s = 10 Pa.s, t = 3.7 s; (5) μ s = 1 Pa.s, t = 3.5 s.V CONCLUSIONSWe presented simulations of surface wave generation by subaerial slides of idealized geometry, using amulti-fluid NS model, with a VOF free surface tracking algorithm. The comparison of simulations withexperimental results for the generation of a solitary wave by a falling block [16] confirms that our modelaccurately represents both slide/fluid coupling and free surface deformation.The influence of slide deformation on wave generation is studied by performing simulations for variousslide viscosity, the largest one corresponding to a nearly rigid slide. We show that the deforming slide shapestrongly influences both slide motion and wave generation. In cases with large slide deformation (thickening)during motion, surface wave breaking may even occur at some late stage of motion. Such results indicate thatslide rheology should be included in numerical simulations of landslide tsunamis, in order to improve theprediction of wave characteristics.An interesting preliminary observation in terms of tsunami hazard assessment is, in our simulations, a rigidslide represents the worst case scenario, yielding the largest offshore-moving tsunami height H. This had alsobeen suggested by Grilli and Watts [9] based on potential flow simulations and using arbitrary slidedeformation. Since idealized slide shape and incline geometries were used in the simulations, however, thisconclusion may not be general. The present model being general, other slide geometries could beinvestigated in future work.VI ACKNOWLEDGEMENTSThis work was supported in part by a grant of the “Tsunami Risk And Strategies For the European Region”program, funded by the European Commission, under contract n° 037058.VII REFERENCES[1] Watts, P., Grilli, S.T., Tappin & Fryer, G.J. (2005). Tsunami generation by submarine mass failure,Part II: Predictive Equations and case studies, J. Waterway Port Coastal and Ocean Engineering, 131(6),298-310.[2] Ward, S. N. & Day, S. (2001), Cumbre Vieja Volcano - Potential collapse and tsunami at La Palma,Canary Islands, Geophys. Res. Lett., 28, 397-400.

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Erosion marine sur le littoral françaisJacques VIGUIERDivision Environnement Littoral - SOGREAH – 6 rue de Lorraine – 38130 Echirolles . (jacques.viguier@sogreah.fr)RésuméUn quart du littoral Français est soumis à l'érosion. Cette érosion est soit naturelle soit engendrée (ouaccélérée) par des interventions humaines.Les évolutions littorales les plus importantes sont dues au gradient (naturel ou artificiel) du transitlittoral. Des processus d'érosions caractéristiques sont illustrés par les exemples suivants :• Le secteur de l'Amélie (Gironde) soumis a un processus intense d'érosion depuis prés dedeux siècles,• Le pays de Caux où la construction de ports et des extractions massives de galets au siècledernier se traduisent aujourd'hui par l'érosion du cordon de galets des Bas-Champs de laSomme,• L'extrémité du Cap Ferret (Gironde) et Biscarosse (Landes) qui sont des exemplesd'érosion cycliques de grandeur ampleurs liées au déplacement des passes du bassind'Arcachon,• La construction de ports de plaisance dans le cadre de l'aménagement du littoral duLanguedoc-Roussillon a entrainé des évolutions littorales qui ont nécessité la mise en placede nombreux ouvrages de protection.

Session 3 : Risques Littoraux Majeurs – Mercredi 6 décembre – EROSION MARINEPrésentation : « Risques Effondrement Falaises côtières»C. Oliveros (*), S. Aubié (**),Th. Dewez (*), N. Marçot (***)BRGM – (*) Service Aménagement et Risques Naturels – (**) Service Géologique Régional Aquitaine– (***) Service Géologique Régional Provence-Alpes-Côte d’AzurUne falaise est, par définition, un escarpement rocheux, plus ou moins abrupt et/ou élevé.Les falaises sont très largement représentées sur le littoral français. Le projet EUROSION(UE, 2004) indique que 40 % du littoral français répond à cette définition (en anglais, hardrock or soft rock cliffs). Sur l’ensemble des côtes européennes, 5% des « falaises rochesdures » et 30 % des « falaises roches tendres » sont en érosion. Cette érosion revêtdifférentes formes : ravinements, glissements, chutes de pierres ou blocs, éboulements oueffondrements en masse. Dans un environnement occupé par l’homme, ces phénomènesconstituent souvent une menace sur les biens et les personnes. Aussi, une demandetoujours plus forte d’évaluation des « risques encourus » (en fait de l’aléa et de sesconséquences possibles) se trouve justifiée et rendu possible par l’évolution desconnaissances et méthodes de travail.Dans un premier temps, la présentation qui est faite donne un rapide panorama deméthodes de caractérisation de l’aléa effondrement de falaises, et plus généralementd’instabilités, basé sur deux études régionales (Provence-Alpes-Côte d’Azur et Pyrénées-Atlantiques). Avec un panel de contextes géologiques et lithologiques variés – calcaires,marnes, flyschs, dolomie, gneiss… – ces études ont consisté à :- constituer un état des connaissances (bibliographie), complété par desinvestigations de terrain,- définir une typologie des instabilités de falaises et des facteurs associés,- pour enfin proposer une qualification de l’aléa mouvements de terrain.En deuxième partie de l’exposé, une technique originale de suivi de l’évolutiontopographique d’une falaise de craie en Haute-Normandie est présentée. Elle est basée surun levé 3D très haute résolution et a pour objectif de quantifier des chutes de blocs,effondrements… dans la perspective d’une meilleure évaluation de l’aléa.

Evaluation du risque de submersion côtière consécutif à larupture de la digue de Paramé à Saint-MaloPatrick SAUVAGETDivision Eau et Environnement - LHF - SOGREAH – 6 rue de Lorraine – 38130 Echirolles(patrick.sauvaget@sogreah.fr)RésuméConstruite en 1958, la digue de Paramé protège aujourd’hui la ville de Saint-Malo des attaques deshoules provenant d’un large secteur Nord-Ouest à Nord-Nord Est et de la marée.Depuis cette date et au fil des années, la digue de Paramé a essuyé une multitude de tempêtes. Lesréfections et réparations diverses effectuées dès lors que le moindre dégât est constaté en font unouvrage hétérogène et complexe.En 2001, la Direction Départementale de l’Equipement d’Ille et Vilaine a souhaité, dans le cadred’une démarche préventive, connaître les conséquences d’une éventuelle rupture de cette digue surles quartiers urbanisés qu’elle protège.Dans cet objectif, après un diagnostic des sections préférentielles de rupture de l’ouvrage et descontraintes hydrodynamiques qui le sollicitent, SOGREAH a mis en œuvre une méthodologiefondée sur la modélisation bidimensionnelle pour l’évaluation des hauteurs de submersion, de leursdurées, et des vitesses consécutives à une rupture localisée de l’ouvrage. La précision apportée parcette technique, à présent régulièrement employée dans les études de ruissellement et d’inondationpar débordement des cours d’eau dans les milieux urbanisés, mais peu fréquemment employée pourl’évaluation des conséquences de submersions côtières, a permis d’identifier les quartiers soumis à cerisque, les zones préférentielles d’accumulation de l’eau et celles de concentration de l’écoulement oùdes vitesses accrues localisées peuvent se produire. Le rôle joué par le réseau d’assainissement a étéévalué.

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -RoussillonMODELISATION ET OBSERVATION DE SUBMERSION DEDUNES EN LANGUEDOC-ROUSSILLONIn situ observation and numerical modelling of dunes submersion in theregion of Languedoc RoussillonVanessya LaborieCentre d'Etudes Techniques Maritimes et FluvialesDépartement Recherche, Informatique et Modélisation2, bd Gambetta - BP 6003960321 COMPIEGNE CedexTél: +33 (0)3 44 92 60 53, Fax:+33(0)3 44 92 60 70, e-mail: Vanessya.Laborie@equipement.gouv.frHugues HeurtefeuxEID Méditerranée165 avenue Paul Rimbaud34184 Montpellier Cedex 4Tél: +33 (0)4 67 63 72 99, Fax:+33 (0)4 67 63 54 05, e-mail: hheurtefeux@eid-med.orgLe « coastal squeeze » ou compression côtière, qui aboutit à moins de plage et plus de béton, ne concerneheureusement pas encore tous les rivages de la Méditerranée française. C’est pourquoi il est important, quand il resteencore des cordons dunaires, de comprendre et d'étudier le phénomène de formation des cônes de débordement detempête (overwash), afin d’appréhender les processus hydrodynamiques et sédimentaires, et d’aider à la prévision ducomportement de ces systèmes dunaires dans une perspective de gestion du littoral. Cet article, après une définition etune description des processus de franchissement qui aboutissent à différentes réponses des cordons dunaires, exposel'analyse effectuée par l'EID Méditerranées sur la plage de Villeneuve les Maguelone entre Sète et Montpellier, dans larégion Languedoc-Roussillon. Cette analyse a permis de reconstituer un schéma de fonctionnement du lido deVilleneuve les Maguelone suite aux forçages météorologiques qui se sont produits lors des tempêtes des 3 et 4décembre 2003 et du 21 février 2004. Une modélisation hydrodynamique intégrant les contraintes de radiation(équations de Berkhoff) dans les équations de Saint-Venant a ensuite été tentée à l'aide des codes de calcul ARTEMIS etTELEMAC, afin de déterminer l'hydrodynamique du système. Une critique des résultats et des pistes d'améliorationsont ensuite proposées.The "coastal squeeze", which basically results in less beach area and more concrete, fortunately does not yet concernthe entire Mediterranean coast. It is thus important, while there are still coastal barrier islands, to study andunderstand the overwash phenomenon, in order to help anticipate the hydrodynamic and sedimentary processes thatdrive the responses of dunes to important meteorological events. This article first defines and describes the overwashprocesses that affect coastal dune behaviour, and then presents the analysis carried out by the EID Méditerranée on thebeach of Villeneuve les Maguelone, located between Sète and Montpellier in the region of Languedoc Roussillon,France. This analysis allowed us to construct a schema of the responses of the barrier island of Villeneuve lesMaguelonne to the meteorological conditions present during the storms of December 3rd and 4th, 2003 and February21st, 2004. A hydrodynamic model that integrates the radiation stresses (Berkhoff equations) into the Saint-Venantequations was then attempted with the help of the ARTEMIS and TELEMAC calculation codes, in order to characterizethe hydrodynamic properties of the system. Finally, a critique of the results is offered and suggestions for improvementare proposed.IINTRODUCTION : LES CORDONS LITTORAUX D’UNE COTE A LAGUNELes cordons dunaires sont des défenses côtières naturelles qui protègent nos côtes des attaques directes desvagues lors des épisodes violents de tempête, ainsi que de l'élévation du niveau des eaux. Ces bandes desable de forme allongée généralement parallèles à la côte sont des environnements dynamiques etcontinuellement en mouvement. Elles sont remodelées par des processus d'érosion et d'accrétion [1]. Leurévolution dépend principalement des volumes sédimentaires mobilisés, de l'énergie des houles et desvariations marégraphiques auxquelles ils sont soumis.Lors d'épisodes violents de tempête, le cordon littoral (ou lido) séparant la mer de la lagune peut êtrefranchi par les vagues de manière ponctuelle en plusieurs endroits (overwash par run-up) ou franchi de

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -Roussillonmanière continue sur la majorité de son linéaire (overwash par inondation). Ces deux phénomènes peuventégalement se produire simultanément en des points différents du cordon. Le franchissement du cordondunaire lors des épisodes de tempête conduit généralement à son érosion et au processus caractéristique del'overwash, à savoir sa migration vers l'intérieur des terres (phénomène de « rollover »). Lors defranchissements continus de la langue sableuse, des brèches peuvent également apparaître dans le cordondunaire non sans effets sur l'environnement qu'il protège côté terre.En effet, les conséquences des franchissements et des dépôts sédimentaires (appelés « washover fans » dufait de leur forme en éventails) en arrière du cordon dunaire, ainsi que le processus de migration de la languesableuse peuvent à la fois avoir des conséquences environnementales et économiques.Figure 1: Vue 3D typique d'une barrière sableuse soumise à la migration – (extrait de [2]).D’un point de vue environnemental, l’overwash ponctuel et peu invasif (petit coup de mer) n’estglobalement pas néfaste : le maintien de ces perturbations est particulièrement important pour l’habitatsteppe salée et la végétation de haut de plage. En effet, les intrusions marines permettent la conservation d’unrecouvrement végétal faible, favorable au développement d’espèces pionnières rares et protégées présentesdans ces habitats, comme l’Euphorbia peplis. Par contre le maintien dans la durée des brèches (dans le cas detempêtes supérieures à la décennale) est destructeur pour l’habitat. D’un point de vue économique, lasubmersion consécutive à l’overwash d’une côte à lido peut causer des dommages aux infrastructures et auxbiens situés en arrière du cordon dunaire, lorsque cette zone est urbanisée ou quand un canal de transportmaritime (Canal du Rhône à Sète) représente un enjeu fort à proximité du trait de côte. Pour toutes cesraisons, il apparaît important de comprendre et d'étudier les franchissements et submersions, afin d'identifierles processus hydrodynamiques et sédimentologiques et d’aider à la prévision du comportement de cessystèmes dunaires dans une perspective de gestion du littoral. Cet article, après une définition et unedescription des processus de franchissement qui aboutissent à différentes réponses de la langue sableuse,expose l'analyse effectuée par l'EID Méditerranée sur la plage de Villeneuve les Maguelone entre Sète etMontpellier, dans la région Languedoc-Roussillon. Cette analyse a permis de reconstituer un schéma defonctionnement du lido de Villeneuve les Maguelone suite aux épisodes de franchissements qui se sontproduits lors des tempêtes des 3 et 4 décembre 2003 et du 21 février 2004. Une modélisationhydrodynamique au plus fort du 1er événement intégrant les contraintes de radiation (équations de Berkhoff)dans les équations de Saint-Venant a ensuite été tentée à l'aide des codes de calcul ARTEMIS et TELEMAC,afin de déterminer l'hydrodynamique du système et d'évaluer le set-up de houle lors de l'événement. Unecritique des résultats et des pistes d'amélioration sont ensuite proposées.

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -RoussillonII DEFINITION ET DESCRIPTION HYDRODYNAMIQUE DU PROCESSUS DE SUBMERSIONPAR OVERWASHDeux types de submersion des défenses côtières de type langue sableuse par overwash peuvent êtrerecensés (d'après [3]): l'overwash par run-up et l'overwash par inondation.Figure 2: Représentation du franchissement(overwash) par run-up d'une langue sableuse(modifié d'après [3])Figure 3: Représentation d'un franchissement parinondation complète d'une langue sableuse(modifié d'après [3])II.1OVERWASH PAR RUN-UPL'overwash par run-up peut-être responsable de la migration globale de la dune vers l'intérieur d'une baie,en particulier lorsqu'elle est précédée d'une phase d'érosion intense du versant maritime du cordon dunaire(celui-ci est taillé en falaise) avant que le franchissement n'ait lieu.L'intensité du franchissement du cordon dunaire dépend alors de 3 paramètres et de leur valeur relative : lerun-up de la houle sur la face maritime de la dune R, le niveau de la mer S qui inclut la marée, les set-up liésà la houle et au vent et, enfin, la cote de la dune dc. (cf. Figure 2 ci-dessus)Si R + S ≈ dc, peu de vagues franchissent le lido et un phénomène d'accumulation se produit sur la dune.Si R + S > dc, les vagues franchissent le lido par run-up. Des sédiments sont érodés sur la façade maritimede la dune ou sur la crête de dune et transportés puis déposés du côté de la lagune. L'écoulement empruntedes chenaux pré-existants sur la crête de la dune et s'engorge dans ces entonnoirs qu'il érode tout d'abord surla face maritime. Au fur et à mesure que le niveau monte et que des vagues moins importantes peuventfranchir la dune, celles-ci érodent à leur tour la crête et la face aval et se propagent alors latéralement du faitde la topographie. L'écoulement et le transport de sédiment sont finalement arrêtés du fait de la percolation etdes frottements.II.2OVERWASH PAR INONDATIONLe lido subit un « overwash » par inondation, lorsque le niveau moyen de la mer (y compris le set-up dehoule) lors d'une tempête est plus haut que la crête de la dune (cf. Figure 3). Les conséquences sont alors unruissellement sur le versant terrestre aval (côté lagune) de la dune s'accompagnant d'une érosion du fait defortes vitesses. La conséquence extrême du phénomène est la migration par « rollover » (la dune roule) versl'intérieur de la lagune.Si S ≈ d c , l'inondation de la langue sableuse est alors faible et une lame d'eau s'écoule alors de manièreconstante au-dessus de la crête de la dune tant que les niveaux d'eau sont au plus haut.Si S > d c , alors l'inondation de la langue sableuse est complète et c'est alors la différence de niveaux entrela mer et la lagune qui gouverne l'écoulement au-dessus de la crête de la dune et, par conséquent, les volumesde sédiment transportés. Dans ce cas, le rivage est largement érodé et de grandes quantités de sédiments sonttransportés de l'autre côté du cordon dunaire, parfois assez loin.

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -RoussillonUne inondation localisée de la langue sableuse en un point bas peut conduire à la formation d'une nouvellevoie d'écoulement et même l'initiation d'une brèche.II.3 LES PARAMETRES NECESSAIRES A LA MODELISATION DES BARRIERESSABLEUSESAu vu des paragraphes précédents, on comprend que l'étude hydrodynamique de la submersion d'unebarrière sableuse nécessite la détermination : des caractéristiques de la houle afin de déterminer le set-up de la houle et, le cas échéant, le run-up, des niveaux et courants de marée côté océan et le niveau des étangs côté intérieur des terres, des intensités et directions de vent afin de déterminer le set-up de vent, de la bathymétrie des fonds et la topographie des zones émergées ; en particulier la côte de la crêtede la dune.III ETUDE DE LA LANGUE SABLEUSE DE VILLENEUVE LES MAGUELONE : MODELE DEFONCTIONNEMENT DU LIDO PENDANT LA SAISON HIVERNALE 2003/2004III.1 SITUATION GEOGRAPHIQUE DU SECTEUR DU LIDO DE VILLENEUVE LESMAGUELONELe lido de Villeneuve les Maguelone est une langue sableuse située sur le littoral Méditerranéen enLanguedoc-Roussillon. Il est soumis à des marées microtidales et est attaqué par des houles de tempêteprovenant majoritairement du Sud-Est.Le lido de Villeneuve les Maguelone est caractérisé par des sédiments de granulométrie plutôt grossière(D50 = 0,35 mm) sur la plage et plus fine sur les barres infralittorales (D50=0,2 mm) ([4]).La portion de plage de Villeneuve les Maguelone à laquelle nous nous intéressons correspond à un pointfaible du lido, une brèche qui s'ouvre régulièrement depuis 1982 et qui a fait l'objet de deux campagnesbathymétriques, l'une le 4 novembre 2003 et l'autre le 24 mars 2004 (cf. [5]). Durant ces quatre mois, deuxévénements tempétueux violents se sont produits sur le littoral: l'épisode du 3 et 4 décembre 2003(occurrence décennale) et la tempête du 21 Février 2004 (occurrence annuelle). Le but était d'étudier lestransferts de sédiments et de comprendre plus précisément la translation du lido vers l'étang au fil de lasaison hivernale 2003-2004.III.2 ETUDE DES TRANSFERTS DE SEDIMENTS SUR LE LIDO DE VILLENEUVE LESMAGUELONE – VERS UNE DESCRIPTION MORPHODYNAMIQUESur le secteur étudié, le haut de plage est composé de quelques dunes résiduelles de type nebkas,maintenues par des touffes d’oyats, et la pente de la dune côté baie est inverse à celle de sa face maritime. Enquatre mois ces caractéristiques ne sont pas fondamentalement modifiées, cependant on note destransformations certaines : les dunes ont toutes été arasées, un véritable chenal d’écoulement a continué de secreuser au milieu du mince cordon dunaire pour y former une surface plane, le trait de côte a reculéd’environ 2,5 mètres, le lido s’est étalé vers l’étang.III.2.1 Comparaison générale des levés en plan de terrainL'analyse du stock sédimentaire disponible à différentes altitudes et des volumes de sédiment en pied dedune montrent que les crêtes de dunes ont été arasées (l'étage supérieur à 2 m d’altitude a disparu) et quec'est à partir de 0,5 m que le lido s'érode le plus, alors que les étages d'altitude comprises entre -0,574 et 0,5m voient leur part de matériel sédimentaire augmenter, soit côté mer, soit côté étang. Par ailleurs, la perte dematériel issu de l’érosion de la plage est en partie récupérée en arrière du cordon dunaire (translation de ladune vers l'intérieur de la baie). Ainsi, sur 880 m 3 de sédiments érodés en quatre mois au pied de la dune côtémer (entre les cotes 0 et 1 m NGF), plus de 360 m 3 ont été récupérés en arrière du cordon dunaire dont 56 m 3dans l'étang. Par ailleurs, ces 56 m 3 de sédiments se retrouvent sur une surface d'environ 446 m 2 et

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -Roussillontémoignent d'une morphologie propre aux phénomènes d'overwash : une forme étalée en forme de lobe(« washover fan »).III.2.2 Proposition d'un schéma de fonctionnement du lido de Villeneuve les MagueloneLe fonctionnement séquentiel du cordon dunaire soumis à un épisode d'overwash peut alors être décrit dela manière suivante:1. la surcote et les houles de tempête repoussent l’eau marine vers l’étang. La pente de la plage estrégulière et la masse d’eau progresse en écoulement transcritique tout en mobilisant du matériel.2. A l’approche du cordon dunaire les vagues les plus hautes parviennent à franchir celui-ci tandis quele reste de la lame d’eau s’engouffre par des points dépressionnaires et en particulier par le chenaldéjà creusé lors des tempêtes précédentes. Cette concentration de l’énergie des vagues provoque unélargissement du chenal primitif. De plus, l’eau a tendance à se diffuser car elle doit passer lesommet du cordon ; elle creuse de façon latérale. A ce niveau une grande quantité de matériel estarrachée et mobilisée par les intrusions marines.3. Une fois la dune franchie par l'écoulement, le chenal principal se maintient en se rétrécissant, lapente inverse côté baie concourant plutôt à une incision de la plage par l'écoulement. La contraintede cisaillement exercée par l'écoulement sur le sol et accentuée par l'augmentation de la pente entrele sommet du cordon dunaire et la concavité basale côté base conduit à la formation d'un chenal.L’eau contenue dans ce chenal dépose tout d’abord le matériel de façon latérale sous la formed’accumulations sableuses jusqu’à la concavité, puis vers l’avant de façon plus diffuse. Aux bords del’étang le matériel s’étale dans le sens de la plus forte pente en fonction de la topographie locale.Aux abords de l'étang, les eaux sont ralenties dans leur progression et déposent leur chargesédimentaire.En ce qui concerne la largeur du lido, le trait de côte en recul au niveau de la plage est totalementcompensé du côté de l’étang et le déficit en volume de sédiments de la plage est en partie récupéré en arrièredes dunes. On assiste donc bien à un phénomène de « rollover » du cordon dunaire accompagné d'uneérosion quasi-généralisée.L'analyse des transferts réalisée ici conduit à la proposition d'un schéma de fonctionnement du lido deVilleneuve les Maguelone dont on essaie de représenter, dans la suite, une partie de l'hydrodynamique àl'aide d'une approche par le modèle ARTEMIS basée sur l'équation de Berkhoff modifiée pour prendre encompte le frottement et le déferlement et le code de calcul courantologique TELEMAC qui résout leséquations de Saint-Venant bidimensionnelles et qui peut prendre en compte les contraintes de radiationcalculées par ARTEMIS.IV MODÉLISATION HYDRODYNAMIQUE DU LIDO DE VILLENEUVE LES MAGUELONEIV.1OBJECTIFS ET DESCRIPTION DU MODELE DE VILLENEUVE LES MAGUELONEL'analyse de la tempête des 3 et 4 Décembre 2003 réalisée par le Service Maritime et de Navigation duLanguedoc Roussillon ([6]), ainsi que les données de houle issues de la base de données CANDHIS et lesdonnées marégraphiques mises à disposition par le SMNLR indiquent un paroxysme le 4 décembre 2003 à7h00 avec une hauteur significative de 4,87 m mesurée par 30 m de profondeur par un houlographe nondirectionnel situé au large de Sète. La période de houle correspondante est de 10,2 s. Cette hauteur de houleétait associée à une surélévation du plan d'eau moyen relativement normale pour la saison à 0,9 m NGF69 aumaximum de l'événement.A partir de la bathymétrie mise à disposition par l'EID Méditerranée et le SMNLR, un modèlebidimensionnel a été construit en utilisant MATISSE, le mailleur de la chaîne de calcul TELEMAC; ladiscrétisation du domaine de calcul s'est faite par éléments finis triangulaires. Il s'agit d'un modèlebidimensionnel dont le profil transversal est reproduit suivant y (cas-test monodimensionnel) au droit de lapartie de la dune comprenant la brèche. Le modèle fait 700 m de long sur 5 m de large. Le maillage utiliséest régulier ; les mailles font 1 m dans le sens longitudinal et de 1 m à 2 m dans le sens transversal (2 m à lafrontière maritime et 1 m près du rivage).

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -RoussillonFigure 4: Profil transversal utilisé pour laconstruction du modèle.Figure 5: Représentation d’un overwash àVilleneuve les Maguelonne (crédit photo : EIDMéditerranée).Le modèle bidimensionnel ainsi construit comprend 3308 noeuds. Il a été nécessaire de porter la frontièremaritime là où la profondeur avoisine les 6 m afin de la situer suffisamment loin de la zone de déferlement.La figure 4 montre que la cote altimétrique de la portion de dune modélisée, située au niveau de la brèche(figure 5), qui correspond à la situation de décembre 2003, se situe aux environs de 1,44 m NGF69. La cotede la crête, même dans ce point dépressionnaire, étant supérieure au niveau moyen du plan d'eau pendant latempête, on peut en conclure que les franchissements subis par la barrière sableuse pendant l'événement dedécembre 2003 sont des franchissements liés au set-up de houle et par « run-up » et non par inondation. Dansla mesure où le cordon dunaire a été franchi et que 1 m séparent la cote du plan d'eau mesuré (comprenant lasurcote et la marée) de la cote de la dune, c'est que les contributions totales de la houle, via le set-up et lerun-up, excèdent le mètre. L'objectif est donc de calculer le set-up de la houle au droit du cordon dunaire deVilleneuve les Maguelone en utilisant les courants de houle calculés par ARTEMIS, décrit dans leparagraphe suivant, et en les injectant ensuite dans le code courantologique bidimensionnel TELEMAC2D. Ils'agit d'une méthode pour prendre en compte la houle dans le calcul courantologique pour cette étude defaisabilité, une autre aurait pu être d'injecter le signal de houle monochromatique à la frontière maritime dudomaine d'étude et d'en étudier la propagation.IV.2 MODELISATION DE LA HOULEIV.2.1 Présentation du code de calcul ARTEMIS – modèle de Berkhoff modifiéLe code de calcul ARTEMIS est basé sur la résolution de l'équation de Berkhoff, modèle bidimensionnelqui décrit la réfraction et la diffraction d'une houle monochromatique par des fonds lentement variables enespace et des obstacles lentement immergés. Pour une description très complète du code ARTEMIS et dumodèle de Berkhoff, le lecteur se reportera à [7]. Dans ARTEMIS le modèle de Berkhoff a été modifié et destermes ajoutés de telle sorte de pouvoir prendre en compte les dissipations d'énergie par déferlement et parfrottement sur le fond.IV.2.2 Propagation de la houle du 04 décembre 2003 à 7h00Les caractéristiques de la houle du 4 décembre 2003 à 7h00 ont déjà été décrites dans le paragrapheprécédent : hauteur significative Hs = 4,87 m par 30 m de profondeur, Ts=10,2 s associée à un plan d'eau de0,9 m NGF 69.Cette houle a été propagée à la frontière du modèle par la théorie de la houle linéaire. On obtient une hauteurde houle de 4,7 m à 6 m de profondeur. Le critère de déferlement utilisé est celui de Miche imposé à 0,8 et laméthode de Dally (cf. [5]) est utilisée pour la dissipation de l'énergie de la houle par déferlement avec lesparamètres Kdally = 0,275 et Gdally = 0,475, compte-tenu des pentes côté maritime du profil transversal. Onobserve bien la décroissance de la houle au passage de la première barre de déferlement puis du relèvementdes fonds. Ce sont ces variations en espace de la houle qui conduisent à la présence de forces de radiationdans la 1ère zone de déferlement et près la plage, comme le montre également le graphique ci-dessus. Enréalité, les forces de radiation ne s'appliquant que là où il y a de l'eau, seuls les deux premiers pics seront

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -Roussillonutilisés lors du calcul courantologique. Comme on s'y attendait, les forces de radiation selon l'axelongitudinal (parallèle à la côte) sont quasiment nulles.IV.3 MODELISATION COURANTOLOGIQUE TENANT COMPTE DES COURANTS DEHOULESAfin de calculer la surélévation du plan d'eau liée à la houle (set-up de houle), le même maillage a étéutilisé dans le cadre d’une simulation numérique des courants à l'aide du code de calcul TELEMAC quirésout les équations de Saint-Venant bidimensionnelles et s'appuie sur une résolution par la méthode deséléments finis.Sur la frontière maritime, la cote de surface libre est imposée à 0,9 m NGF69 ; les forces de radiationcalculées par ARTEMIS sont imposées sur l'ensemble du domaine (de manière physique, logiquement, ellessont non-nulles que du côté maritime). Des tests de sensibilité sur le Strickler et la viscosité ont montré queles résultats n'étaient pas sensibles à ces paramètres du côté maritime. Côté lagune, la sortie est libre.Figure 6 : Profil transversal de la surface libre calculée par TELEMAC (en noir foncé) ; en pointillé, enfiltrant les contraintes de radiation lorsque la hauteur d’eau est inférieur à 1 m.La cote de la surface libre calculée par TELEMAC un peu en amont de la crête est de 2,06 m. Le set-up dehoule avoisinerait donc les 1,10 m. Ce résultat n'est pas en désaccord avec les observations. En effet, le profilmodélisé est celui pris dans le point dépressionnaire ou point faible de la dune, là où se produit la brèche etégalement le transport solide maximal conduisant à la formation des « washover fans ». Suite auxévénements de l'hiver 2003/2004, l'étage supérieur à 2,0 m de la dune a été arasé et les cotes situées entre 1,5et 2,0 m très érodées ; une cote de surface libre de 2,06 au droit de la dune semble aller dans le sens de cesobservations. En effet, elle implique un écoulement dans la brèche dont la hauteur d'eau atteindrait 55 cm etun écoulement transcritique sur la pente côté lagune dont les vitesses seraient comprises entre 1,5 m/s et 2,3m/s. Dans ces conditions, le calcul rapide du critère de Shields pour un sédiment de diamètre moyen 0,35mm conclut effectivement à un phénomène d'érosion.Un calcul dans lequel les forces de radiation ont été filtrées pour des hauteurs d'eau inférieures à 1 m aégalement été mené. La cote de surface libre obtenue est représentée en pointillés sur la figure 6. De fait, seulle premier pic de force de radiation est alors pris en considération. Le set-up de houle calculé par TELEMACest alors de 10 cm et la dune n'est pas franchie par l'écoulement.On en déduit que c'est la précision sur le calcul des forces de radiation liée à la houle dans la zone la plusproche du rivage qui détermine le franchissement du cordon dunaire. Cependant, c'est aussi dans cette zoneque, du fait des hauteurs d'eau les plus faibles, l'imprécision sur la contrainte de radiation est la plus forte.Par ailleurs, l'étude des récifs (cf. [8]) a montré que les courants de houle gouvernent le set-up de houle etque ce set-up décroît lorsque la hauteur d'eau au-dessus des récifs augmente. De fait, deux questions seposent concernant le calcul précédent : se situant dans une zone de hauteur d'eau faibles, quelle fiabilité peutonaccorder aux forces de radiation calculées? Ensuite, le set-up conduisant à une augmentation de la hauteurd'eau au-dessus de la dune et au-dessus de la zone ayant généré les contraintes de radiation, ne peut-ons'attendre à ce qu'elles soient atténuées ? Autrement dit : ne faut-il pas envisager un calcul interactif entre lahoule et le courant pour ne pas courir le risque de surestimer le set-up de houle près du rivage ?

6 ème journées scientifiques et techniques du CETMEF– Paris– Décembre 2006 – Laborie et Heurtefeux – modélisation et observation de submersionde dunes en Languedoc -RoussillonV CONCLUSIONSAu cours de l'hiver 2003/2004, le lido de Villeneuve les Maguelone a subi deux épisodes de tempête. Lesconséquences principales ont été l'arasement des crêtes du cordon dunaire, ainsi qu'un transfert d'une partiedu volume sédimentaire depuis la façade maritime vers la lagune. Un schéma de fonctionnementmorphodynamique est proposé dans cet article. D’une part, une brèche et un chenal d’écoulement principalse creusent aux endroits les plus fragiles et dans le même temps l’eau marine repousse devant elle dumatériel vers l’étang pour former une langue sableuse qui comble progressivement celui-ci. D’autre part desaccumulations sableuses bordent le chenal ou les chenaux secondaires. Dans un second temps, unemodélisation hydrodynamique au plus fort de la tempête du 4 décembre 2003 est proposée. Si lefranchissement par le set-up de la houle est reproduit, il est à craindre que les forces de radiation injectéesdans la simulation numérique des courants ne soient trop fortes, du fait, d'une part, de trop faibles hauteursd'eau et, d'autre part, de la non-prise en compte de la diminution des forces de radiation induite parl'élévation du plan d'eau liée au set-up lui-même et, enfin, des courants liés au franchissement du cordondunaire lui-même.VI NOMENCLATUREL’overwash (ou washover, on trouve les deux dans la littérature) est la traduction non littérale de cône dedébordement de tempête. Le dépôt coté lagune se fait sous la forme de lobes mal dessinés (le terme cône estdonc un peu limite), composés de matériau en général non classé, sans marqueur hydrodynamique (pas derides, pas de lamination) car résultant d'un phénomène brutal.Le set-up correspond à tout phénomène de surélévation.Le run-up traduit la fin du déferlement encore appelé jet de rive.Le rollover traduit l’action du déplacement du cordon en roulant sur lui-même.VII REMERCIEMENTSLes auteurs tiennent à adresser leurs remerciements au Service Maritime et de Navigation LanguedocRoussillon ainsi qu’au département de l’Hérault qui leur ont fourni les données bathymétriques sur l’étang dePierre Blanche et sur une grande partie du littoral, ainsi que les données du marégraphe de Sète.Une partie de cette étude a lieu dans le cadre du projet IMPLIT, coordonné par le GICC.VIIIREFERENCES ET CITATIONS[1] Durand, P., Heurtefeux, H. (2006). - Impact de l'élévation du niveau marin sur l'évolution future d'uncordon littoral lagunaire : une méthode d'évaluation ; exemple des étangs de Vic et de Pierre Blanche (littoralméditerranéen, France), Zeitschrift für Geomorphologie, NF Hauptbände, Band 50, Heft 2, p. 221-244.[2] Bouchette, F., Briqueu, L., Lauer, C., Pezard, P., (2003). - Rôle des phénomènes catastrophiques(tempêtes et crues torrentielles) dans la formation d'une lagune de littoral sableux. Exemple de l'Holocène duGolfe d'Aigues-Mortes (Gard & Hérault, France). Poster 8 ème Congrès Français de Sédimentologie[3] Donnelly, C., Kraus, N., Larson, M. (2006).- State of knowledge on Measurement and Modeling ofCoastal Overwash. Journal of Coastal Research, pp 965-991.[4] Heurtefeux, H., Sabatier, F., Lanzellotti, P., (2006).- Storm control on overwash processes and shorelineretreat on a microtidal littoral barrier. Poster, International Conference on Coastal Engineering,.[5] Lanzellotti, P. (2004).- Etude de la dynamique géomorphologique du lido de Villeneuve Les Maguelone,rapport EID Méditerranée, 140 pages.[6] Valantin, P.Y., (2003).- Analyse de la tempête marine du 4 décembre 2003, rapport SMNLR, 20 pages.[7] Aelbrecht, D., Logiciel ARTEMIS version 3.0 - Note de Principe, rpport LNHE n° HE-42/97/002, 36pages.[8] Gourlay M. R., Colleter G. (2005) Wave generated flow on coral reefs – an analysis for two dimensionalhorizontal reef-tops with steep faces. Coastal Engineering 52, pp 353-387.

ABSTRACTObservations on the Impacts of Hurricane KatrinaBy John Headland, Senior Vice President, Moffatt & Nichol, New York, NY, USAThe author was a member of the first civilian group to observe damage resulting fromHurricane Katrina during September, 2005. This work was performed under the auspicesof the American Society of Civil Engineers (ASCE) with the approval and support of theU.S. Army Corps of Engineers (USACE). The result of this initial work is presented in areport entitled “Preliminary Report on the Performance of the New Orleans LeveeSystems in Hurricane Katrina on August 29, 2005” published by ASCE and the U.S.National Science Foundation. Numerous additional studies have been prepared andpublished subsequent to the initial referenced report including those prepared by ASCE,USACE and other institutions. This paper/presentation will present a summary of thedamages experienced during Hurricane Katrina including those in New Orleans as well asthose at Ports and shorelines in neighboring areas. General engineering observations willbe presented along with comments regarding engineering/economic approaches fordeveloping coastal flood protection projects in the United States in light of the NewOrleans experience.The presentation will be organized as follows: (1) general description of impacted areas,(2) storm characteristics, (3) types and locations of damages in New Orleans and adjacentport/coastal areas, (4) summary of important damage mechanisms, (5) lessons learned,and (6) comments on flood protection approaches in the U.S.