5 RECUEIL DES PHENOMENES NATURELS. 5.1 Les vents

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1 5 RECUEIL DES PHENOMENES NATURELS 5.1 Les vents Les vents génèrent les houles au large, les vagues en zone côtière et les surcotes-décotes de marée (appelée surcotes météorologiques) ainsi que le transport des sables sur l estran, influençant de ce fait l évolution du littoral. Un modèle de simulation de la houle sur 24 ans a été réalisé par DHI, à partir de données observées historiques. Ce modèle d emprise régionale couvre le golfe Normand- Breton de la côte jusqu à l île de Jersey sur la période allant d octobre 1988 à mars Les données de vent imposées dans ce modèle sont extraites de la base de données NEXTRA. Cette base de données est le résultat d un modèle développé par la société anglaise Oceanweather Inc.. Ces paramètres de vents sont extraits des résultats d un modèle météorologique au pas de temps tri-horaire. La rose des vents au point NEXTRA ainsi que la position de ce point où les données ont été acquises sont présentées dans les figures suivantes. Figure 5-1 : Localisation du point NEXTRA (Lat 49,1018 N ; Long 2,9528 W ; Profondeur 57,73m CM) Dans le secteur de la Manche, les vents les plus fréquents soufflent en toute saison entre Sud et Ouest. En hiver, sous l influence dépressionnaire d Islande, ils s orientent généralement vers WSW. Au printemps, les vents dominants sont toujours de secteur Ouest et tendent à une remontée au NE pour les mois d avril et mai. En été, l anticyclone des Açores se renforçant et s étendant vers le NE, les vents dominants virent à l Ouest. On note toutefois l apparition d une autre direction établie au NE, au mois d août. Celle-ci tend à se renforcer et à se généraliser à tout le secteur NE à SE en septembre. En automne, c est le secteur SW qui prédomine dans la direction des vents. Les vents les plus forts soufflent généralement en automne et en hiver et sont du secteur Ouest compris entre 200 (SSW) et 320 (NW) DHI / Géos-AEL

2 Figure 5-2 : Rose des vents au point NEXTRA sur la période Printemps Eté Automne Hiver Figure 5-3 : Roses des vents saisonnières au point NEXTRA sur la période Tableau 5.1 : Pourcentage d occurrence des vitesses de vent par saison < 3m/s 3-6 m/s 6-9 m/s 9-12 m/s m/s m/s m/s >21 m/s Printemps Eté Automne Hiver Tableau 5.2 : Pourcentage d occurrence des directions de provenance des vents par saison N NNE NE ENE E ESE SE SSE S SSW SW WSW W WNW NW NNW Printemps Eté DHI / Géos-AEL

3 Automne Hiver Les statistiques des vents par direction sont également disponibles à Dinard. Ces données tri-horaires de vent provenant de MétéoFrance sont disponibles sur la période Figure 5-4 : Rose des vents à Dinard sur la période (Source : MeteoFrance - CREC) Les vents les plus forts sont aussi issus du Sud-Ouest et apparaissent pour la plupart en hiver. On observe néanmoins une apparition de ces vents très forts dès octobre jusqu en avril. Au vu des données ci-dessus il est important de préciser que les vents, dans l Anse d Yffiniac, ont la même direction générale qu à Dinard pour un jour donné. On peut conclure que les vents sont donc homogènes en direction dans toute la zone d étude DHI / Géos-AEL

4 5.2 Variations du niveau des eaux : marées et surcotes Les fluctuations du niveau de la mer sont liées aux facteurs astronomiques et climatiques. Elles constituent un élément essentiel de la dynamique littorale car : - elles créent des courants qui peuvent participer au transport des matériaux dans la zone de marnage, notamment lorsque ces variations de hauteur d eau sont combinées avec d autres facteurs tels que la houle et le vent ; - elles tendent à amplifier les effets de tempêtes lors des forts coefficients de marée. Les marées dans la baie de Saint-Brieuc La marée est un mouvement oscillatoire du niveau de la mer dû aux effets de l'attraction de la lune et du soleil sur les particules liquides. Sur la côte de Saint-Brieuc, la marée est de type semi-diurne. D après les observations du SHOM, la différence entre le Zéro Hydrographique et le Zéro NGF au port du Légué est de -5,946 m. Le niveau moyen au port du Légué est à 6,46 m CM 1 soit 0,514 m NGF. D après le SHOM, l onde de marée entraîne les hauteurs d eau (en cm CM) suivantes pour des coefficients de 45 en morte eau moyenne et de 95 en vive eau moyenne. Tableau 5.3 : Marées (en cm CM) au port du Légué (PM = pleine mer ; BM = basse mer) Port Vive eau moyenne Morte eau moyenne PM BM PM BM Niveau Moyen Port du Légué Les surcotes et niveaux extrêmes Le phénomène de surcote est une surélévation du niveau marin par rapport aux prédictions astronomiques. Ces niveaux marins extrêmes de pleine mer rassemblent les phénomènes statiques (comme la marée) et les phénomènes dynamiques de grande ampleur de type météorologique. Les facteurs les plus influents sur la variation du niveau d eau à l échelle régionale sont le vent et la pression atmosphérique. Les forts vents d ouest poussent les masses d eau vers les côtes et vers l intérieur des estuaires (vents d afflux) et engendrent des surcotes. A l inverse, des forts vents d est poussent l eau vers le large et engendrent des décotes. A ce phénomène s ajoute l effet des basses pressions atmosphériques (phénomène du baromètre inversé). En effet, une chute barométrique se répercute sur un plan d eau à raison d un centimètre pour une baisse d un hectopascal. Concrètement, une dépression atmosphérique en voie de creusement sur la mer s accompagne d un noyau de baisse de pression et d une zone de vents forts à l origine d une onde de tempête dont la célérité est fonction de la racine carrée de la profondeur de l eau. A l approche des côtes, la vitesse de l onde diminue en raison du relèvement des fonds, ce qui réduit sa longueur et 1 CM : Cote Marine : profondeur rapportée au zéro hydrographique des cartes marines françaises du SHOM 5-67 DHI / Géos-AEL

5 augmente son amplitude. D abord modérée au large, la surcote apparaît plus importante à la côte, notamment dans les estuaires et les baies par effet de concentration. La somme du niveau théorique de la marée et d une surcote atmosphérique est appelée marée de tempête. Il existe deux approches distinctes pour la caractérisation des surcotes : - la surcote de pleine mer (au sens du SHOM) qui est définie comme la différence de cote entre le maximum du niveau d eau observé et le maximum de la marée prédite même s il existe un déphasage entre les deux. - La surcote instantanée qui est définie comme le résidu ou l'écart entre le niveau d eau observé et la marée prédite à une heure donnée. En ce qui concerne les niveaux extrêmes, l étude du SHOM (2012) indique dans le secteur de Saint-Brieuc et pour les périodes de retour de 10, 20, 50 et 100 ans : Tableau 5.4 : Niveaux marins extrêmes au fond de baie de Saint-Brieuc SHOM 2012 Période de retour Niveau marin (IGN 69) 10 ans 6,80 m 20 ans 6,90 m 50 ans 7,00 m 100 ans 7,10 m Ces valeurs ont été obtenues par analyse statistique aux marégrammes des ports de référence et sont disponibles dans «Statistiques des niveaux marins extrêmes de pleine mer Manche et Atlantique» ( CETMEF/SHOM 2012). A plus grande échelle, l extrapolation spatiale des niveaux extrêmes de pleine mer est présentée par la figure suivante pour la période de retour centennale DHI / Géos-AEL

6 Figure 5-5 : Cartographie des niveaux extrêmes de période de retour 100 ans sur la Bretagne Nord par rapport à l'ign 69 ( CETMEF/SHOM 2012) Surcote de déferlement De plus en milieu côtier, on observe également une surélévation du niveau marin provoquée par la houle déferlante (wave set up). Cette surélévation dépendra alors des caractéristiques de la houle (en termes d energie), hauteur des vagues, période, direction (cf 5.4), de la bathymétrie à l approche de la côte et de la configuration de l estran. Figure 5-6 : phénomène de surcote de déferlement au pied d un ouvrage 5-69 DHI / Géos-AEL

7 5.3 Les courants Les courants de marée sont indissociables de la marée, et en constituent la composante horizontale. Au large, le courant est maximum au moment de la pleine mer et porte dans la direction de propagation de l onde de marée. Il est toujours maximum lors des basses mers mais porte dans la direction opposée. La force des courants de marée n est pas toujours en relation avec le marnage de la marée. Les courants dépendent fortement de la bathymétrie. Ainsi, dans les rades et les embouchures de rivières, ils sont liés au remplissage et vidage des baies. Leur vitesse est d autant plus grande que l entrée de la baie ou du détroit se resserre par un étranglement ou par un relèvement du fond, voire les deux en même temps. L onde de marée est relativement serrée dans tout le golfe Normand-Breton en raison du relèvement des fonds (plateforme continentale étendue), et de la géométrie des rivages (forme en V ). Cet effet d entonnoir se traduit par un fort marnage. Dans la baie de Saint-Brieuc, les courants de marée longent, entre la 5 ème et la 4 ème heure avant la pleine mer, la baie du Nord-Ouest au Sud-Est. Le jusant présente des courants dans la même direction, mais de sens inversés : du Sud-Est au Nord-Ouest. Ce jusant se maintient de façon sensible pendant les deux heures qui suivent la pleine mer avant de s affaiblir et d être absorbé par des courants plus lointains. Deux périodes nuancées caractérisent ces courants. Une heure après la basse mer, le courant est nettement Nord-Ouest à Sud-Est avec un sommet d intensité aux alentours de 0,6 m/s à la pointe du Roselier 3 heures après la basse mer par coefficient de 95. S écoulent ensuite trois heures ou les courants ont une vitesse plus faible, jusqu à la fin de la troisième heure où les derniers instants de la marée sont notables. A noter que la vitesse de ces courants dépend fortement de la bathymétrie. Les courants de marée, aux abords du continent sont marqués par des pointes de vitesse au flot et au jusant plus importantes que dans le centre de la baie, où flot et jusant sont plus modestes et plus réguliers, freinés par la plateforme continentale encore peu profonde mais étendue. D après l Atlas des courants du SHOM, le flot arrive généralement au fond de l Anse d Yffiniac environ 4h à 4h30 après la basse mer au port du Légué. Il est à noter que seules les marées de 105 et plus recouvrent le schorre bordant les filières. Toutefois de nombreuses cuvettes sur le schorre voient leur niveau monter lors du flot, cela se traduit par une remise à niveau identique par infiltration DHI / Géos-AEL

8 Figure 5-7 : Champ de courant de marée dans la baie de Saint-Brieuc, 3h avant la pleine-mer (en haut) et 3h après la pleine-mer à Saint-Malo (port de référence) (source : SHOM, Atlas des courants de marée dans le Golfe normand-breton, n 562) Les flèches figurant sur les cartes de champs de courant matérialisent par leur épaisseur et leur longueur la vitesse du courant, dont la valeur, portée au dessus des flèches, est donnée en dixièmes de nœuds : - Pour la vive-eau moyenne de coefficient 95 (les 2 premiers chiffres) ; 5-71 DHI / Géos-AEL

9 - Pour la morte-eau moyenne de coefficient 45 (les 2 derniers chiffres). En somme, les courants de marée ne sont pas violents en baie de Saint-Brieuc, inférieurs à 2 nœuds, et n empêchent pas le dépôt de sédiments dans le fond de la baie. Ils ne sont pas agents d érosion, bien que leur action plus au Nord de la zone se manifeste par une absence de vase, sous l effet de vitesses de 2 à plus de 3 nœuds. 5.4 Les houles Parmi les agents de la morphogénèse littorale, les houles tiennent une place primordiale, tant dans le transport des sédiments que dans leur action d amaigrissement ou d engraissement des plages. Les houles, par l'énergie qu'elles dissipent à l'approche des côtes, sont responsables des processus de transit sédimentaire. Elles provoquent dans la zone de déferlement des courants parallèles à la côte dont l intensité dépend de leur obliquité vis à vis de l orientation du rivage. Elles sont à l origine des évolutions des profils de plage et des fonds pouvant entraîner l érosion du littoral. En milieu côtier, la houle déferlante peut provoquer une élévation du niveau marin (wave set-up) et des franchissements des ouvrages côtiers augmentant ainsi le risque de submersion des zones arrière-littorales. Cette surélévation et les débits de franchissements dépendront alors des caractéristiques de la houle incidente, du type d ouvrage et du bilan sédimentaire des plages Les houles du large Les houles constituent un agent primordial de la dynamique littorale. On distingue généralement deux types de houles que sont les houles du large (ou swell en anglais) créées par des dépressions à plusieurs milliers de kilomètres de la côte avec des périodes longues et qui se propagent ensuite sous forme d onde, et le clapot ou mer de vent aux périodes plus courtes généré par le vent localement. Leurs caractéristiques (longueur d onde, hauteur, période, célérité) dépendent de la vitesse du vent, de la durée pendant laquelle il souffle et de l étendue d eau qu il affecte (appelée fetch). La connaissance de la climatologie de houle de la zone côtière est essentielle pour mettre en évidence les possibilités d action des vagues (mise en suspension, transport du matériau sédimentaire) et analyser leur impact sur le trait de côte (érosion, accumulation). La base de données ANEMOC (Atlas Numérique d Etats de Mer Océanique et Côtier) existe pour la houle. Cette base de données a été construite à partir de simulations rétrospectives sur une période de 23 ans et 8 mois pour la façade Atlantique, Manche, Mer du Nord. Les simulations ont été effectuées avec le logiciel de modélisation des états de mer TOMAWAC, développé par EDF-LNHE avec le soutien du CETMEF. Ce logiciel modélise l évolution en espace et en temps du spectre directionnel de variance de la surface de la mer. Les informations ci-dessous sont extraites, à la date de mars 2011, de la base de données ANEMOC. Elles sont relatives aux fiches de synthèse annuelles DHI / Géos-AEL

10 Figure 5-8 : Localisation des points ANEMOC proches du secteur d étude (Source : Figure 5-9 : Direction moyenne de provenance et hauteur significative spectrale des vagues au point ANEMOC 2635 (coordonnées : 2 37,92 W / 48 47,82 N) Ces simulations indiquent donc préférentiellement au large du secteur d étude la propagation de houles orientées WNW-NNW et de hauteur comprise entre 0,5 et 1 mètre DHI / Géos-AEL

11 De plus, la rose des houles extraites du point NEXTRA sont présentées dans la figure suivante. Figure 5-10 : Rose des houles au point NEXTRA sur la période Amortissement des houles à la côte Tant que la profondeur est supérieure à la moitié de la distance qui sépare deux crêtes de houles successives (longueur d onde), celles-ci se diffusent sans déformation. Mais en parvenant sur le plateau continental, le train de houle subit des modifications se traduisant par une diminution de la longueur d onde et de la vitesse de propagation, et un accroissement de la cambrure des vagues. La fréquence des directions de houle à la côte dont données d après LCHF dans la figure suivante. Figure 5-11 : Fréquence des houles à la côte au Cap Fréhel 5-74 DHI / Géos-AEL

12 Ce houlographe ne fournit pas de statistiques sur les directions des houles mais ces données soulignent plusieurs caractéristiques. La dominance des grands vents atlantiques est acquise, avec la prédominance de fréquences des secteurs d Ouest. Les vents de Sud-Ouest de Bréhat et de Ploufragan ont disparu au profit du développement des vents de Nord-Ouest, dominants au Cap Fréhel, marqué par 40% des houles sur une année. 5.5 Fonctionnement hydro-sédimentaire La sensibilité du littoral est tributaire de l exposition de la côte aux agents de la dynamique marine. Les caractéristiques géomorphologiques du rivage, son orientation par rapport aux agents dynamiques permettent de subdiviser la baie de Saint-Brieuc en trois zones : la côte occidentale, le fond de la baie et la côte orientale. La côte orientale commençant au-delà du Gouessant, en dehors du secteur d étude, elle ne sera pas traitée ici La côte Ouest La plage de Tournemine présente une falaise encore instable. Elle se prolonge par la longue Grève des Rosaires, dont le haut de plage, protégé partout par des murs et des enrochements, est appauvri en sables qui transitent localement d Ouest en Est. Entre la pointe des Tablettes et la pointe du Roselier, la côte est rocheuse, interrompue seulement par la petite anse de Martin-plage (embouchure du ruisseau du Bachelet). La pointe du Roselier abrite le fond de la baie qui découvre totalement aux grandes marées. Les plages de Saint-Laurent sont encore bordées de falaises plus ou moins protégées jusqu à l estuaire du Légué qui marque la limite de la façade Ouest de la baie de Saint-Brieuc. Les sables s accumulent dans cette zone sous la double influence des courants de marée et des houles diffractées, quelle qu en soit la direction initiale. Les fortes agitations de NW n atteignent pas cette côte, protégée en outre des houles des secteurs NE et Nord par les roches de Saint Quay et le plateau des Hors. Elle est dépourvue de grands transits sédimentaires. Le secteur situé au Sud de Pordic voit se développer de larges grèves en haute plage, mais ces accumulations sédimentaires sont peu alimentées et soumises à des transits qui entraînent le matériel en bas de l estran vers le fond de la baie qui représente donc une zone d atterissement sédimentaire préférentiel. L érosion par les vagues à marée haute provoque l amaigrissement progressif des hauts de plage, qui impose la réalisation de protections de plus en plus importantes, comme sur la plage des Rosaires et de Saint-Laurent Le fond de la baie D apparence relativement stable, cette côte est bien protégée des houles dominantes de NW par la pointe du Roselier. Elle demeure sensible à l action des courants de marée pourtant atténués qui contribuent à l apport de sables venant colmater les anses d Yffiniac et de Morieux. Leurs estrans sont en pente très faible, et exondés durant la moitié du cycle de marée. Les chenaux qui les entaillent divaguent et se déplacent, en particulier celui du Gouessant qui a notablement migré vers l Ouest. A la côte, le facteur 5-75 DHI / Géos-AEL

13 essentiel d érosion n est pas l action de la mer, mais la saturation en eau pluviale des dépôts quaternaires qui entraînent des phénomènes de solifluxion. En effet, l eau pluviale se concentre en drains dans les anciens vallons et déstabilise les falaises meubles. Ces phénomènes sont particulièrement visibles sur le littoral de la presqu île d Hillion, où les fortes pluies hivernales ont provoqué en des dégâts importants. La fragilité de ces zones se double parfois d une dégradation anthropique qui touche plus particulièrement les milieux dunaires. Le recul des falaises est plutôt modeste, excepté sur le site de l Hôtellerie (Hillion), où le recul a été évalué à 5m depuis 1956, du fait de la conjonction de trois facteurs : la concentration des eaux pluviales dans la falaise meuble ; l exposition frontale de la côte aux actions des houles de NW ; le tracé du débouché de l Urne sur l estran qui s incurve vers la presqu île d Hillion et renforce localement l action des courants de marée 5.6 Pluviométrie Le contexte pluviométrique du secteur étudié ainsi que les postes pluviométriques disponibles sur le secteur d étude sont présentés sur les deux cartographies suivantes. On peut observer sur la Figure 5-12 qu il y a 4 stations pluviométriques présentes dans la délimitation du secteur d étude (Saint-Brieuc, Hillion, Plaintel et La Harmoye) ainsi que 3 stations situées à proximité de la zone (Lanrodec, Cohiniac et Saint Gilles- Pligeaux-Ede), ces dernières pourront éventuellement être exploitées lors de l analyse des précipitations si nécessaire. Sur la Figure 5-13 sont présentés les cumuls des précipitations mensuelles sur une année dans le secteur d étude. On y observe une augmentation progressive des précipitations à mesure que l on s éloigne du littoral DHI / Géos-AEL

14 s Figure 5-12 : Stations pluviométriques sur la zone d étude 5-77 DHI / Géos-AEL

15 Figure 5-13 : Contexte pluviométrique 5-78 DHI / Géos-AEL

16 5.7 Hydrométrie et hydrologie des cours d eau Chronique de débits de la Banque Hydro Des chroniques de débits à pas de temps variables ont pu être collectées auprès de la Banque Hydro sur les bassins versants du Gouët et de l Urne. En revanche, aucune donnée n a pu être recueillie sur les bassins du Gouëdic, du Ruisseau de la Touche et du Ruisseau du Cré puisque ces derniers sont dépourvus de stations hydrométriques. A titre informatif, les stations de mesures auprès desquelles des données ont été récupérées sont présentées sur la cartographie suivante DHI / Géos-AEL

17 Figure 5-14 : Stations hydrométriques sur la zone d étude 5-80 DHI / Géos-AEL

18 Ces données seront exploitées dans le cadre de l analyse hydrologique en phase 2 (extrapolation aux crues de fréquences rares et détermination des crues de projet). A ce stade, l analyse des crues historiques permet une première appréhension du fonctionnement hydrologique des cours d eau de la zone d étude. Les hydrogrammes des principales crues (1974, 1988, 1990, 1995, 1999, 2000, 2010) sont présentées ci-après. Crue de 1974 Seule l ancienne station du Gouët à Ploufragan (Pont Noir) dispose de chroniques pour la crue de février L hydrogramme collecté est présenté ci-après et met en évidence un débit de pointe à 30 m 3 /s. Figure 5-15 : Hydrogramme du Gouët à Ploufragan (Pont Noir) pour la crue de 1974 Crue de 1988 Les débits de l événement de 1988 ne sont disponibles qu auprès d une seule station hydrométrique, à savoir celle du Gouët à Saint-Julien. La chronique collectée est présentée sur le graphique suivant et indique un pic de crue le 12 février avec un débit de pointe de 32 m 3 /s. Cet épisode est précédé de deux événements de plus faible intensité (avec des pics de 24 et de 22 m 3 /s) lors de la première semaine de février DHI / Géos-AEL

19 Figure 5-16 : Hydrogramme du Gouët à Saint-Julien pour la crue de 1988 Crue de 1990 Comme pour les deux événements précédents des données relatives à la crue de 1990 n ont pu être recueilles qu auprès d une seule station de mesures : celle du Gouët à Saint-Julien. La figure suivante présente l hydrogramme de crue correspondant dont la pointe a lieu le 02 février pour un débit de 22 m 3 /s. Figure 5-17 : Hydrogramme du Gouët à Saint-Julien pour la crue de DHI / Géos-AEL

20 Crue de 1995 Pour cet événement des chroniques de débits sont disponibles pour le Gouët à Saint- Julien ainsi que pour l Urne à Plédran. Notons qu au droit des deux sites, le pic a lieu le 26 janvier en fin d après-midi et est précédé de trois autres événements se produisant quelques jours auparavant. Le débit maximal sur le Gouët est de 27 m 3 /s, tandis qu il atteint 6 m 3 /s sur l Urne. Figure 5-18 : Précipitations et hydrogramme du Gouët à Saint-Julien pour la crue de 1995 Figure 5-19 : Précipitations et hydrogramme de l Urne à Plédran pour la crue de DHI / Géos-AEL

21 Crue de 1999 La crue de 1999 est une crue bien renseignée puisque deux stations sur le Gouët (à Saint-Julien et à Ploufragan - Saint-Barthélémy) et la station sur l Urne disposent de données hydrométriques. Les chroniques de débits correspondantes sont présentées ciaprès. Sur le Gouët, le débit maximal atteint plus de 28 m 3 /s à l amont du barrage de Saint-Barthélémy. A l aval de l ouvrage, un pic de crue à 23 m 3 /s est enregistré. Sur l Urne, le débit de pointe avoisine 7 m 3 /s. Figure 5-20 : Précipitations et hydrogramme du Gouët à Saint-Julien pour la crue de DHI / Géos-AEL

22 Figure 5-21 : Précipitations et hydrogramme du Gouët à Ploufragan (Saint-Barthélémy) pour la crue de 1999 Figure 5-22 : Précipitations et hydrogramme de l Urne à Plédran pour la crue de DHI / Géos-AEL

23 Crue de 2000 Comme pour la crue précédente, des données hydrométriques ont pu être collectées sur les stations de Saint-Julien et Ploufragan - Saint-Barthélémy) sur le Gouët ainsi que sur l Urne. Notons toutefois que des lacunes sont à signaler lors du pic de crue pour la série du Gouët à Ploufragan. Les hydrogrammes récupérés auprès de la Banque Hydro pour la crue de décembre 2000 figurent ci-dessous et indiquent les débits de pointe de 24 m 3 /s pour le Gouët à Saint-Julien et de 6 m 3 /s pour l Urne à Plédran. Figure 5-23 : Précipitations et hydrogramme du Gouët à Saint-Julien pour la crue de DHI / Géos-AEL

24 Figure 5-24 : Précipitations et hydrogramme du Gouët à Ploufragan pour la crue de 2000 Figure 5-25 : Précipitations et hydrogramme de l Urne à Plédran pour la crue de DHI / Géos-AEL

25 Crue de 2010 Les débits de l événement de fin février 2010 sont également renseignés pour les stations de Saint-Julien et de Ploufragan pour le Gouët ainsi que pour la station de l Urne. Les débits de pointe atteignent 33 m 3 /s pour le Gouët à Saint-Julien, 23 m 3 /s pour le Gouët à Ploufragan et 6 m 3 /s pour l Urne. Les chroniques correspondantes figurent ciaprès. Figure 5-26 : Précipitations et hydrogramme du Gouët à Saint-Julien pour la crue de 2010 Figure 5-27 : Précipitations et hydrogramme du Gouët à Ploufragan pour la crue de DHI / Géos-AEL

26 Figure 5-28 : Précipitations et hydrogramme de l Urne à Plédran pour la crue de 2010 Sur la base des chroniques récupérées auprès de la Banque Hydro, le débit spécifique ainsi que la durée Ơ, correspondant à la période durant laquelle le débit est supérieur à Q max /2, ont pu être estimés pour chaque station hydrométrique. Ces données sont présentées dans le tableau suivant : Gouët à Ploufragan (Saint- Barthélémy) Gouët à Saint- Julien Urne à Plédran Ơ Durée avec Q > Q max /2 (jours) Débit spécifique (m 3 /s/km²) DHI / Géos-AEL

27 Périodes de retour Une note de calcul hydrologique a été réalisée par BCEOM, dans le cadre de l atlas des zones inondables des Côtes d Armor, de Le document présente notamment les débits de pointe estimés pour plusieurs événements historiques ainsi que la période de retour correspondante pour l Urne à Plédran ainsi que le Gouët à Saint-Julien : Figure 5-29 : Débits de pointe et périodes de retour (source : BCEOM, 2004) Notons que les périodes de retour indiquées dans le tableau précédent demeurent à titre purement indicatif et qu une analyse détaillée sera menée au cours de la phase 2 par DHI afin de valider les périodes de retour correspondant à l épisode de Sur la base de l analyse effectuée par BCEOM, il semblerait que l événement de 2010 dont les débits de pointe étaient de 33 m 3 /s sur le Gouët à Saint-Julien et de 6 m 3 /s pour l Urne s apparente à : Une crue d ordre trentennale pour la crue du Gouët ; Une crue d ordre décennale pour la crue de l Urne. Informations complémentaires sur la crue de 2010 En raison de son intensité sur l Ouest de la France et de son caractère récent, la crue de 2010 est un événement relativement bien renseigné. Cet événement a notamment fait l objet de la rédaction d un rapport météorologique ainsi que d un rapport hydrologique dans le cadre de la demande de reconnaissance de l état de catastrophe naturelle suite aux inondations dans le département des Côtes d Armor. Les principales informations issues de ces documents et valorisables pour la présente étude sont les suivantes : Entre le 27 et le 28 février, des pluies importantes s abattent sur le département (40 à 45 mm en 1 jour sur le secteur d étude). S il n est pas rare que de telles précipitations se produisent sur le secteur à cette période, l extension de l événement pluvieux, qui recouvre l intégralité du département, revêt toutefois quant à elle un caractère tout à fait exceptionnel. Les cartes suivantes représentent les précipitations relevées sur le département des Côtes d Armor entre le 26 et le 28 février DHI / Géos-AEL

28 Figure 5-30 : Précipitations en 24 heures du 27 au 28 février 2010 (source : Météo France) 5-91 DHI / Géos-AEL

29 Figure 5-31 : Précipitations en 48 heures du 26 au 28 février 2010 (source : Météo France) Le département ayant déjà subi des précipitations régulières au cours des journées précédentes, les pluies de fin février se produisent sur des sols gorgés d eau, entraînant ainsi des phénomènes de ruissellement importants. Les précipitations survenues au cours du mois de février ont gonflé le débit des cours d eau. Les pluies du 27 et du 28 interviennent donc dans un contexte hydraulique particulièrement défavorable DHI / Géos-AEL