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Profils longitudinaux et ruptures de pente : enseignements géomorphologiques en Bretagne du sud

Jean-Pierre Larue
p. 49-65

Résumés

L'analyse des profils longitudinaux des cours d'eau côtiers de la Bretagne du sud vise à préciser les rapports existant entre la dynamique fluviale, la tectonique et la lithologie. La forme des profils et les ruptures de pente donnent des indications sur la progression de l'incision régressive engendrée par la tectonique et plus ou moins ralentie en fonction de la lithologie. En roches peu résistantes, comme les micaschistes briovériens, le profil est concave et dépourvu de rupture de pente. En revanche, les roches plus résistantes, comme les granites et les gneiss, ont favorisé le développement de ruptures de pente. Pour les rivières nord-sud traversant successivement des roches tendres puis des roches dures, l'amont est caractérisé par des vallées à profil concave et une incision limitée qui traduisent une situation d'équilibre dynamique, alors que l'aval accidenté de ruptures de pente témoigne d'une situation de déséquilibre.

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Texte intégral

I - Introduction

1L'étude des profils longitudinaux des cours d'eau actuels renseigne sur l'évolution morphodynamique qu'ils ont connue (A. DUVALL et al., 2004 ; P. BISHOP, 2007 ; G. GOLDRICK et P. BISHOP, 2007). Selon J.T. HACK (1957), le profil tend à adopter la forme concave vers le haut la plus apte à permettre le transport de la charge solide et l'incision du lit fluvial. Mais la concavité peut varier en fonction de la lithologie, qui influence fortement l'incision des rivières. Les déformations tectoniques ont aussi des impacts sur les profils longitudinaux des cours d'eau (J. HOLBROOK et A. SCHUMM, 1999). Un soulèvement local peut réduire la concavité du profil et faire apparaître une rupture de pente qui serait d'autant mieux préservée que le rythme de soulèvement serait lent (S. CARRETIER et al., 2006). Les ruptures de pente, qui se traduisent sur les profils par des sections rectilignes ou convexes à forte pente, sont donc de bons indicateurs de l'évolution du creusement fluviatile (P. BISHOP, 2007 ; J.P. LARUE, 2011). Ces anomalies peuvent s'expliquer, soit par un contact lithologique, soit par une confluence qui augmente la puissance fluviale, ou par un soulèvement à l'amont d'une faille active, ou encore par un abaissement du niveau de base qui génère l'érosion régressive (P. BISHOP et al., 2005).

2Le sud de la Bretagne présente un relief modéré de plateaux dans lesquels les cours d'eau s'encaissent plus ou moins profondément avant d'atteindre l'Océan Atlantique, leur niveau de base commun. Il fait partie du Massif Armoricain, massif ancien qui est caractérisé par l'existence de grands accidents structuraux et par une forte diversité lithologique. C'est donc un terrain favorable à l'analyse des facteurs expliquant l'irrégularité des profils longitudinaux des rivières. L'utilisation de méthodes complémentaires nous a permis de visualiser et comparer ces profils et de localiser précisément les ruptures de pente, avant de procéder à l'interprétation de ces formes.

II - Cadre de l'étude

3Le sud de la Bretagne est un socle formé de roches variées que le Sillon de Bretagne (ou Cisaillement Sud Armoricain) organise en trois domaines (Fig. 1 et 2). De direction armoricaine ONO-ESE, cet accident cisaillant, matérialisé par la présence d'ultramylonites, est constitué de deux branches. La branche nord, qui passe par Elliant et Saint-Thurien, sépare le domaine septentrional, formé de micaschistes briovériens et de leucogranites carbonifères avec une bande étroite de métadiorite, du domaine central, formé de leucogranites et métagranites associés à une série métasédimentaire. La branche sud va de la vallée du Jet à l'ouest à celle de l'Isole à l'est ; elle sépare le domaine central du domaine méridional constitué d'orthogneiss, de leucogranites et de séries sédimentaires et volcaniques. L'ensemble est recoupé par les failles en décrochement NO-SE et NE-SO du système Kerforne qui s'est développé dès le Carbonifère et a rejoué à l'Éocène, en individualisant de petits grabens emplis de sédiments argileux, dans la région de Quimper.

Figure 1 - Carte de localisation des bassins versants étudiés en Bretagne du sud.

Figure 1 - Carte de localisation des bassins versants étudiés en Bretagne du sud.

Figure 2 - Canevas structural et ruptures de pente en Bretagne du sud.

Figure 2 - Canevas structural et ruptures de pente en Bretagne du sud.

Les photos indiquées sont actuellement visibles sur Google Earth. Elles montrent deux exemples de zones de rupture de pente avec rapides à blocs de granite et petites cascades. Emplacements des liens sur l'image Google Earth : pour la photo 1, 48° 0' 44,94" N  3° 41' 13,01" O ; pour la photo 2 : 48° 2' 33,67" N  3° 28' 37,20" O.

4Le relief actuel de plateaux étagés, bien décrit par E. DE MARTONNE (1906) et A. GUILCHER (1941) résulte, selon J. GARREAU (1979, 1985), "de déformations de la surface d'aplanissement éogène par des mouvements verticaux postérieurs en rapport avec des mouvements de la marge continentale atlantique". La plupart des escarpements limitant les plateaux seraient d'origine tectonique, mais l'érosion différentielle a aussi exploité les différences lithologiques en développant une esquisse de relief appalachien (R. MUSSET, 1934 ; A. GUILCHER, 1941, 1948). En analysant le réseau hydrographique de la Bretagne occidentale, R. MUSSET (1934) souligne le rôle de la structure sur la dynamique fluviale et dans les réorganisations hydrographiques qui ont affecté les rivières du versant atlantique. Le dégagement du relief appalachien a favorisé de nombreuses captures au profit des cours d'eau orientés est-ouest, comme l'Aulne et l'Elorn. L'Aven supérieur, qui rejoignait le Moros, aurait été capturé par un affluent du Stergoz, rivière bien alimentée par les apports de l'Isole supérieure (Fig. 2). Au Pléistocène, le Massif Armoricain subit une surrection différentielle croissante du sud vers le nord, en réponse à une compression nord-ouest/sud-est induite par la convergence entre les plaques Afrique et Europe qui est à l'origine de la formation des Alpes actuelles (S. BONNET, 1998 ; N. LENÔTRE et al., 1999). Ces mouvements différentiels qui se poursuivent actuellement à une vitesse variant entre 0,4 et 1 mm/an (N. LENÔTRE et al., 1999) expliquent l'essentiel du relief actuel et sont responsables de l'encaissement inégal des cours d'eau et de remontées d'érosion régressive d'ampleur variable à partir du niveau de base océanique.

5Les cours d'eau étudiés appartiennent aux bassins versants littoraux de l'Aulne, de l'Odet, du Moros, de l'Aven, du Belon, de l'Ellé, du Scorff et du Blavet (Fig. 1). Dans le bassin le plus à l'ouest, l'Aulne a une direction est-ouest et coule essentiellement dans les schistes carbonifères du bassin de Châteaulin. Les autres bassins versants, étirés du nord au sud, de la Montagne Noire à l'Océan Atlantique, recoupent les grands accidents structuraux du sud de la Bretagne et traversent des roches de duretés différentes : micaschistes briovériens, granites et gneiss. Les secteurs fluviaux à forte pente présentent souvent des rapides à blocs et de petites cascades.

III - Méthodes d'étude

6Les profils longitudinaux des cours d'eau actuels et des interfluves ont été construits à partir des cartes topographiques IGN (Institut Géographique National) au 1/25000, en utilisant les points cotés et l'altitude de chaque isohypse recoupant le talweg et la ligne de partage des eaux. L'équidistance des courbes de 5 m permet d'obtenir des profils suffisamment précis pour déceler les variations de pente et les principales ruptures de pente.Les relations entre pente moyenne et longueur des drains révèlent des anomalies qu'il faut essayer d'expliquer.

7Pour une même pente, la forme du profil peut varier : pour évaluer et comparer les concavités, nous avons utilisé l'indice de concavité de W.B. LANGBEIN (1964) : IC = 2A/H, avec A = différence d'altitude entre le profil à mi-parcours et une ligne droite joignant les deux extrémités du profil, H = dénivellation entre la source et l'exutoire du drain (Fig. 3). Le profil tend à être rectiligne quand la valeur de IC est proche de 0 ; à l'inverse, la concavité devient très forte quand la valeur approche de 1. Le graphique adimensionnel H/Ho (ratio des altitudes) et L/Lo (ratio des longueurs) permet de superposer et ainsi de comparer les profils de drains de longueurs différentes (A. DEMOULIN, 1998) ; H est l'altitude du cours d'eau au point mesuré, Ho est la dénivellation entre la source et l'exutoire, L est la distance à l'exutoire du point mesuré et Lo est la longueur du cours d'eau. Ce graphique permet, en mesurant la surface située entre le profil et la diagonale reliant la source à l'exutoire, d'obtenir l'indice de concavité SCI (exprimé en % et obtenu en divisant la surface située entre le profil et la diagonale par la surface totale sous la diagonale et en multipliant par 100), qui traduit bien l'encaissement global des cours d'eau (Fig. 3). Enfin, la comparaison des profils des cours actuels et des interfluves permet de souligner les variations de l'encaissement des cours d'eau de l'amont à l'aval.

Figure 3 - Mesure de la concavité du profil longitudinal, exemple pour l'Aulne.

Figure 3 - Mesure de la concavité du profil longitudinal, exemple pour l'Aulne.

Indice de concavité de W.B. LANGBEIN (1964) : IC = 2A/H (0,67 pour l'Aulne). Indice SCI : surface grisée/surface du triangle Source-O-Exutoire  100 (55 % pour l'Aulne).

8Effectué à partir des données utilisées pour la construction des profils longitudinaux, le calcul des indices SL (longueur-pente) de E.A. KELLER et N. PINTER (1996) [SL = (∆H / ∆L) × L, où ∆H (en m) et ∆L (en km) sont la dénivelée et la longueur du segment considéré, et L (en km) la longueur totale du chenal en amont du point à partir duquel l'indice est calculé] permet de souligner les moindres ruptures de pente et les très fortes ou très faibles valeurs témoignent de déformations tectoniques si elles ne sont pas corrélables avec des facteurs lithologiques. La forte amplitude des valeurs obtenues avec cette méthode permet de caractériser tous les changements de pente le long des profils longitudinaux ; néanmoins, il faut savoir que pour des secteurs de même pente, les valeurs augmentent avec la distance des sources. Pour évaluer le rôle de la tectonique, nous avons appliqué la méthode de G. GOLDRICK et P. BISHOP (1995). En coordonnées semi-logarithmiques, les profils d'équilibre donnent des droites (J.T. HACK, 1973) et les déviations vers l'aval (D), par rapport à ces droites, sont provoquées par des différences lithologiques (la pente est plus forte dans les roches dures) ou des déséquilibres engendrés par des changements de niveau de base. Cependant le tracé de la droite permettant la mesure de D peut manquer de précision lorsque peu de points sont alignés à l'amont. G. GOLDRICK et P. BISHOP (2007) montrent que l'établissement du graphique DS (distance-pente) en coordonnées logarithmique permet de mieux séparer les ruptures de pente d'origine lithologique de celles dues à la tectonique : les premières donnent des segments de droites parallèles au profil alors que les secondes donnent des pics plus prononcés et désordonnés.

IV - Résultats

9Les profils longitudinaux des cours actuels présentent des formes plus ou moins concaves, des pentes moyennes variables et des ruptures de pente plus ou moins prononcées. Sur les six plus grands cours d'eau, un seul, l'Aulne présente un profil quasi régulier à forte concavité, les autres sont tous accidentés de ruptures de pente plus ou moins importantes (Fig. 4). Le tableau I donne les caractéristiques des 32 cours d'eau analysés.

Figure 4 - Profil longitudinal des principaux cours d'eau du sud de la Bretagne.

Figure 4 - Profil longitudinal des principaux cours d'eau du sud de la Bretagne.

Tableau I - Caractéristiques des 32 cours d'eau étudiés.

Tableau I - Caractéristiques des 32 cours d'eau étudiés.

L : longueur. S moy. : pente moyenne. IC : indice de concavité IC. SCI : indice de concavité SCI. D : dénivelée. Surlignage jaune : pentes anormalement fortes supérieures aux pentes prédites par le modèle mathématique (Fig. 4). Surlignage vert : pentes anormalement faibles (inférieures aux pentes prédites par le modèle mathématique). Surlignage rouge : forte SCI. Surlignage bleu : indice de concavité et SCI négatifs.

10La pente moyenne des cours d'eau varie de 2,2 ‰ pour le Blavet, long de 129,5 km, à 28,5 ‰ pour le Garenne, inférieur à 3 km de longueur. Elle décroît avec l'aire drainée (J.T. HACK, 1957) et donc avec la longueur du cours d'eau. La pente diminue quand la longueur augmente selon la courbe puissance y = 30,135 x-0,517, avec un coefficient de détermination r2 = 0,76 (Fig. 5). Cependant certains cours d'eau s'éloignent nettement de cet ajustement : l'Inam, le Belon, l'Aven supérieur, le Pont ar Bastard, le Goarem et le Kerlavarec ont des pentes réelles nettement inférieures aux pentes prédites par le modèle mathématique, au contraire, le Moros, le Stergoz, l'Aven, le Jet, le Naïc, le St Thurien, le Ménec, le Garenne et le Manguionnet présentent la situation inverse.

Figure 5 - Relation longueur-pente pour les cours d'eau étudiés.

Figure 5 - Relation longueur-pente pour les cours d'eau étudiés.

11Les indices de concavité montrent bien l'ampleur du creusement. Celui de W.B. LANGBEIN (1964) mesure ce dernier à mi-parcours, alors que le SCI utilisé par A. DEMOULIN (1998) le calcule sur tout le parcours. Forte pour l'Aulne, l'Inam, le Blavet, le Jet, le Carnel, le Ster Roudou et le Pont ar Bastard, la concavité est négative pour le Langonnet, le Belon, le Dourdu et le Kersulec (Tab. I). Les graphiques adimensionnels permettent de distinguer plusieurs groupes de cours d'eau selon la forme du profil et la variation de creusement de l'amont à l'aval (Fig. 6). Le premier groupe (A) montre les cours d'eau à forte concavité, qui ont creusé sur tout leur parcours : dépourvus de ruptures de pente, l'Aulne et l'Inam ont atteint un profil très proche de l'équilibre, alors que le Jet et le Blavet ont encore plusieurs ruptures de pente à résorber avant de l'atteindre. Le second groupe (B) rassemble les cours d'eau qui décrivent un profil globalement convexe, à une convexité comme le Belon et le Langonnet, affluent de l'Ellé, ou à deux convexités comme le Kersulec, affluent de l'Isole, et le Dourdu. Le dernier groupe (C) comprend les cours d'eau qui ont un profil proche de la diagonale, mais qui sont accidentés d'une ou plusieurs ruptures de pente : l'Aven et l'Isole apparaissent formés de deux profils concaves emboîtés, l'Odet montre une forte rupture de pente à l'aval, l'Ellé en compte trois principales de l'amont à l'aval.

Figure 6 - Profils longitudinaux comparés, graphiques adimensionnels : H/Ho (ratio des altitudes) et L/Lo (ratio des longueurs).

Figure 6 - Profils longitudinaux comparés, graphiques adimensionnels : H/Ho (ratio des altitudes) et L/Lo (ratio des longueurs).

12L'encaissement des cours d'eau varie plus ou moins fortement de l'amont à l'aval, ainsi que le montre la comparaison des profils des cours actuels et des interfluves (Fig. 7). Il varie assez peu pour l'Inam : 55 m pour le minimum à 10 km de la source, 70 m partout ailleurs. Pour l'Isole, les variations sont plus fortes : 40 m en amont, 30 m dans le secteur de Scaër, 80 à 90 m dans les gorges creusées dans le granite de Cascadec, 75 m à l'aval. Pour l'Ellé, les fluctuations sont similaires : 45 m en amont, 10 m dans la dépression de Plouray, 70 à 75 m dans les gorges dans le granite et 55 m à l'aval. Pour l'Aven, l'encaissement passe de 40 m en amont à moins de 15 m dans le domaine central au nord de Rosporden, puis 40 m au sud de Rosporden dans le domaine méridional, 60 m à l'aval de la confluence avec le Stergoz et enfin 40 m près de l'exutoire.

Figure 7 - Encaissement des cours d'eau de l'amont à l'aval montré par la comparaison des profils des cours actuels et des interfluves.

Figure 7 - Encaissement des cours d'eau de l'amont à l'aval montré par la comparaison des profils des cours actuels et des interfluves.

13Les valeurs de D (voir Tab. I) varient entre 228 m pour le Blavet et 5 m pour le Carnel, un petit affluent de l'Ellé. Elles augmentent avec la longueur du cours d'eau, mais la relation présente un coefficient de détermination moyen (r2 =0,60). Le Blavet, l'Aulne, le Scorff, l'Odet et le Jet ont des valeurs très inférieures à celles prédites par le modèle mathématique, alors que l'Ellé, l'Aven, le Kersulec ou le Garenne les dépassent nettement. D atteint jusqu'à 20 m/km pour le Garenne. Les valeurs obtenues traduisent l'ampleur du soulèvement, mais dépendent aussi des variations lithologiques.

14Les principales ruptures de pente observées sur les profils, évaluées par l'indice SL, ont été localisées sur la figure 2 et leurs caractéristiques consignées dans le tableau II. Les plus forts indices SL (˃ 300) concernent les trois ruptures de pente de l'Ellé, deux des trois ruptures de l'Isole et celle de son affluent le Kernaillet, enfin les ruptures de pente des secteurs aval de l'Odet, du Moros, du Dourdu et du Belon. Les plus fortes pentes (˃ 27 ‰) concernent la moitié des ruptures de pente précédentes auxquelles il faut ajouter celles du Garenne, du Manguionnet, du Naïc, du Kersulec, de la Véronique, du Ster Roudou, du Goarem et une du Jet. Ces secteurs à forte pente présentent souvent des rapides à blocs et de petites cascades.

Tableau II - Caractéristiques des ruptures de pente (K).

Tableau II - Caractéristiques des ruptures de pente (K).

L : longueur totale du cours d'eau. S moy. : pente moyenne du cours d'eau. Nb K : nombre de ruptures de pente. Alt. K : altitudes minimale et maximale de la rupture de pente considérée (K1, K2 ou K3). S en K : pente moyenne le long de la rupture de pente considérée. D amont K : distance entre la rupture de pente considérée (point haut) et la tête du cours d'eau. S amont K : pente moyenne du cours d'eau en amont de la rupture de pente considérée.

15En partant de l'amont, les premières ruptures débutent à des distances très différentes selon les cours d'eau : 15,8 km sur l'Ellé et seulement 1,5 km sur le Kernaillet. La relation pente amont - distance donne un coefficient de détermination médiocre (r² = 0,50), en revanche celle pente amont - aire drainée rend parfaitement compte de ces variations, avec un très bon coefficient de détermination (r² = 0,99) : la localisation de la première rupture de pente est conditionnée par la puissance fluviale, qui est étroitement liée à la surface drainée et à la pente du lit amont. Ainsi, plus la pente est forte et plus ce point est rapproché des sources. Les variations de forme des bassins versants expliquent que la surface et la distance ne soient pas toujours substituables (C. WOBUS et al., 2006).

16Les cours supérieurs des cours principaux, comme ceux de l'Ellé, de l'Isole ou de l'Aven, présentent des profils réguliers, sans irrégularités, qui semblent obéir à la loi puissance régissant la relation pente - aire drainée. C'est J.T. HACK (1957) qui a le premier observé que la pente S d'un drain décroissait avec l'aire drainée A suivant une loi de puissance : = kA−θ, où S est la pente locale, A l'aire drainée, k et θ des constantes liées aux conditions hydrologiques et à la lithologie. En Bretagne du sud, les pentes à distance égale de la source varient fortement d'un cours d'eau à un autre. Les pentes diminuent plus rapidement sur les cours d'eau comportant d'importantes ruptures de pente, comme l'Isole ou l'Ellé, que sur ceux qui en sont dépourvus, comme l'Aulne ou le Jet. Ainsi, à 10 km de la source, le profil s'est abaissé de 145 m pour l'Aulne, mais seulement de 27 m pour l'Isole. La lithologie n'explique pas ces différences car ces cours supérieurs coulent sur des micaschistes assez peu résistants.

17Les graphiques DS (Fig. 8) montrent, pour les cours d'eau à profils très accidentés, des pics importants et désordonnés typiques de rupture de pente d'origine tectonique (G. GOLDRICK et P. BISHOP, 2007). Les courbes régulières des cours supérieurs de l'Ellé et de l'Isole indiquent qu'ils évoluent en équilibre dynamique, alors que les pics prononcés des secteurs aval témoignent de cours en déséquilibre suite à des déformations tectoniques. L'ampleur du soulèvement responsable des reprises d'érosion régressive peut être estimée en prolongeant vers l'aval le profil amont non touché par la vague érosive (E. KIRBY et K.X. WHIPPLE, 2012). On obtient environ 150 m pour l'Ellé et l'Isole, 95 m pour l'Aven. Sur l'Aven et sur son affluent, le Stergoz, les ruptures de pente, qui marquent la fin du profil amont régularisé, débutent à 110 m d'altitude. Dans le cas de l'Isole et de son affluent le Kersulec, les premières ruptures de pente commencent à 140 m d'altitude.

Figure 8 - Relations entre la distance (D) et la pente (S).

Figure 8 - Relations entre la distance (D) et la pente (S).

V - Interprétations

18Les résultats obtenus suggèrent que, parmi les explications avancées (P. BISHOP et al., 2005), la lithologie et la tectonique sont responsables conjointement de la forme des profils longitudinaux actuels.

1 ) Rôle de la lithologie et de la tectonique

19R. KAVAGE ADAMS et J.A. SPOTILA (2005) ont montré que dans les Appalaches la lithologie expliquait les variations de pente des cours supérieurs et la localisation de certaines ruptures de pente. En Bretagne, la comparaison de deux cours naissant à la même altitude, 175 m, et coulant l'un, l'Odet, dans les schistes briovériens peu résistants et l'autre, le Naïc, dans un leucogranite plus résistant, révèle une pente plus forte, 17,5 ‰, pour le second que pour le premier, 16 ‰. Mais au sein des schistes briovériens, on trouve différentes valeurs de pente : 14 ‰ pour l'Inam, mais seulement 3,84 ‰ pour l'Ellé et 2,5 ‰ pour l'Isole. Il convient alors d'envisager d'autres facteurs. La plupart des ruptures de pente sont localisées dans les roches les plus résistantes, mais il y a des exceptions, comme celles modelées dans le Briovérien sur l'Odet ou le Manguionnet. En outre, ces ruptures de pente ne se développent que très rarement à partir du contact lithologique ou de la faille. Par exemple, la première rupture de pente commence nettement à l'aval du contact schistes-granite sur l'Isole et sur l'Ellé.

20La tectonique différentielle peut expliquer ces anomalies. Pour l'Isole, le soulèvement et le basculement vers le sud du bloc granitique de Cascadec, au sud de Scaër, permet de comprendre la faible pente du cours amont et l'importance de la rupture de pente dans le granite (voir Fig. 2). Pour l'Aven, c'est le soulèvement du domaine méridional, au sud de la branche sud du Cisaillement Sud Armoricain, qui explique l'emboitement des deux profils de part et d'autre de Rosporden. Mais l'érosion différentielle a accentué les dénivellations, car, comme l'a souligné J. GARREAU (1985), "les bandes d'ultramylonite et les filons de quartz des branches principales des coulissages sud-armoricains forment entre Quimper et Rosporden une ligne continue de hauteurs s'élevant de 60 m à l'ouest jusqu'à 162 m vers l'est. Cette longue crête d'interfluve, large de 1 à 2 km, s'élargit et s'élève brusquement pour former un massif de hautes collines entre Saint-Ivy et Rosporden où elle domine l'Aven. En revanche, les dépressions de Scaër et de Plouray s'expliquent en partie par un abaissement de ces blocs (A. GUILCHER, 1941, 1948) ; les cours d'eau ont des pentes anormalement faibles et l'encaissement est très réduit.

21Le nombre variable de ruptures de pente sur chaque cours d'eau peut être dû à une succession de vagues d'érosion régressive (N. LOGET et J. VAN DEN DRIESSCHE, 2009) liée à l'abaissement du niveau de base ou au fait que l'érosion régressive a été retardée lors de la traversée de roches résistantes (J.R. MILLER, 1991 ; J.P. LARUE, 2004 ; J.D. JANSEN et al., 2010). Dans les micaschistes briovériens et carbonifères, tous les cours d'eau sont parvenus à obtenir des profils réguliers, concaves et en équilibre, quel que soit le niveau de base : l'océan pour l'Aulne, la confluence avec l'Ellé( à 55 m d'altitude) pour l'Inam. Ces cours d'eau ont pu évoluer en situation d'équilibre dynamique malgré le soulèvement récent de la Bretagne occidentale : depuis 0,70 Ma, le bassin de l'Aulne s'est soulevé de 70 m par rapport à la Bretagne orientale (S. BONNET, 1998 ; D. LAGUE et al., 2000 ; D. LAGUE, 2001). En revanche, dans les roches plus résistantes, les vagues d'érosion régressive n'atteignent jamais les sources, les profils sont accidentés d'une ou plusieurs ruptures de pente, quelle que soit la taille du cours d'eau. Néanmoins la localisation de la rupture de pente principale dépend de la puissance du cours d'eau (P. BISHOP et al., 2005) : sur les petits cours d'eau côtiers comme le Moros et le Dourdu, elle commence à l'exutoire, alors que pour les plus grands, comme l'Ellé et l'Isole, elle se développe dans les granites du domaine septentrional. La bonne corrélation pente amont - aire drainée prouve que la localisation de la première rupture de pente en partant de l'amont est déterminée par la puissance fluviale, qui est étroitement liée à la surface drainée et à la pente du lit amont. Ainsi, plus la pente est forte, plus la rupture de pente est proche des sources.

22L'encaissement des cours d'eau varie de façon répétée de l'amont à l'aval pour les cours d'eau qui traversent des roches variées et qui ont subi des mouvements verticaux différentiels, comme l'Aven, l'Isole ou l'Ellé. La mesure du creusement indique que l'érosion régressive engendrée par le soulèvement différentiel a atteint l'amont de tous les cours d'eau, mais que l'ampleur du creusement dépend de la résistance des roches et de la tectonique. La part de la lithologie apparait difficile à séparer de celle de la tectonique. Néanmoins, comme l'ont indiqué G. GOLDRICK et P. BISHOP (G. GOLDRICK et P. BISHOP, 1995 ; P. BISHOP et G. GOLDRICK, 2000), le rôle de la tectonique est certain lorsque les ruptures de pente débutent à la même altitude sur le cours principal et sur les affluents, comme c'est le cas pour l'Aven et l'Isole.

2 ) Autres explications possibles

23Cependant les réorganisations hydrographiques suggérées par R. MUSSET (1934) ont pu modifier la progression de l'érosion régressive dans les bassins versants concernés. Si cette dernière a été plus rapide sur le Stergoz que sur l'Aven, c'est probablement parce que le bassin versant du Stergoz était plus important que celui de l'Aven avant la capture de son cours supérieur par l'Isole. Au sud-ouest de Scaër, une vallée fossile marécageuse témoigne d'anciens écoulements entre l'Isole actuelle et le Stergoz. En revanche, les preuves de la liaison entre l'Aven et le Moros n'ont pas laissé de traces topographiques. La recherche de témoins alluviaux et leur analyse sédimentologique apparaissent nécessaires pour attester ou infirmer ces réorganisations hydrographiques.

24La concavité des profils longitudinaux pourrait aussi dépendre de l'évolution de l'amont vers l'aval du débit et de la taille de la charge de fond. Si la forte concavité de l'Aulne correspond bien avec une augmentation du débit et une diminution de la taille des matériaux vers l'aval, les différences de concavités enregistrées pour les petits cours d'eau ne peuvent être dues à ces facteurs, car les cours d'eau étudiés présentent tous des charges caillouteuses et sableuses qui décroissent assez peu vers l'aval. Comme aucune rupture de pente n'est localisée à l'aval d'une confluence, il convient aussi d'exclure ce facteur.

25Les variations eustatiques liées aux oscillations climatiques au cours du Pléistocène auraient pu déclencher des vagues d'érosion régressive marquées par des ruptures de pente. En effet, l'abaissement du niveau marin allonge le cours d'eau qui doit s'adapter, en creusant ou en accumulant, en fonction de la pente de la plaine côtière et du plateau continental (M.D. BLUM et T. TÖRNQVIST, 2000). Mais ici, les effets de l'eustatisme apparaissent réduits, car, d'une part, la Bretagne du sud dispose d'une vaste plateforme continentale qui a limité les modifications des profils longitudinaux (D. MENIER, 2004) et, d'autre part, les ruptures de pente ne sont pas situées à des altitudes semblables sur tous les cours d'eau.

26Enfin, au cours du Pléistocène, l'incision fluviale ne peut se réaliser que durant de courtes périodes, lors de la transition glaciaire-interglaciaire et/ou interglaciaire-glaciaire (J. VANDENBERGHE, 2003), si bien que la durée de ces phases de creusement peut apparaître insuffisante pour réduire les ruptures de pente développées en roches dures.

VI - Conclusion

27L'analyse des profils longitudinaux et des ruptures de pente souligne l'encaissement inégal des cours d'eau en Bretagne du sud. Cet encaissement résulte de l'érosion régressive des cours d'eau provoquée par la tectonique et contrôlée par la lithologie. La comparaison des profils normalisés permet de déceler les anomalies qui sont dues à la tectonique différentielle. Le soulèvement de la Bretagne occidentale s'est accompagné de rejeux de blocs : soulèvement et basculement des blocs granitiques de Cascadec, de Mellionec, de Rosporden, ainsi que du bloc micaschisteux de Coray, subsidence des dépressions de Scaër et de Plouray (voir Fig. 2). Dans les micaschistes briovériens, les cours d'eau ont pu évoluer en situation d'équilibre dynamique ; en revanche, dans les roches plus résistantes, le déséquilibre persiste, matérialisé par des ruptures de pente prononcées dues au ralentissement de l'érosion régressive. Les marges passives affectées de déformations tectoniques de faible ampleur sont donc très favorables au développement et à la conservation de ruptures de pente, comme l'ont suggéré S. CARRETIER et al. (2006).

Remerciements :Nous remercions Mathias BOUNHENG et Antoine RIO, cartographes à l'Université Paris-Est-Créteil, pour la mise au net des figures 1, 2 et 3. Cet article a aussi bénéficié des suggestions et critiques constructives de deux relecteurs anonymes.

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Table des illustrations

Titre Figure 1 - Carte de localisation des bassins versants étudiés en Bretagne du sud.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 236k
Titre Figure 2 - Canevas structural et ruptures de pente en Bretagne du sud.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 576k
Titre Figure 3 - Mesure de la concavité du profil longitudinal, exemple pour l'Aulne.
Légende Indice de concavité de W.B. LANGBEIN (1964) : IC = 2A/H (0,67 pour l'Aulne). Indice SCI : surface grisée/surface du triangle Source-O-Exutoire  100 (55 % pour l'Aulne).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 120k
Titre Figure 4 - Profil longitudinal des principaux cours d'eau du sud de la Bretagne.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 208k
Titre Tableau I - Caractéristiques des 32 cours d'eau étudiés.
Légende L : longueur. S moy. : pente moyenne. IC : indice de concavité IC. SCI : indice de concavité SCI. D : dénivelée. Surlignage jaune : pentes anormalement fortes supérieures aux pentes prédites par le modèle mathématique (Fig. 4). Surlignage vert : pentes anormalement faibles (inférieures aux pentes prédites par le modèle mathématique). Surlignage rouge : forte SCI. Surlignage bleu : indice de concavité et SCI négatifs.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 756k
Titre Figure 5 - Relation longueur-pente pour les cours d'eau étudiés.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 100k
Titre Figure 6 - Profils longitudinaux comparés, graphiques adimensionnels : H/Ho (ratio des altitudes) et L/Lo (ratio des longueurs).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 756k
Titre Figure 7 - Encaissement des cours d'eau de l'amont à l'aval montré par la comparaison des profils des cours actuels et des interfluves.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 764k
Titre Tableau II - Caractéristiques des ruptures de pente (K).
Légende L : longueur totale du cours d'eau. S moy. : pente moyenne du cours d'eau. Nb K : nombre de ruptures de pente. Alt. K : altitudes minimale et maximale de la rupture de pente considérée (K1, K2 ou K3). S en K : pente moyenne le long de la rupture de pente considérée. D amont K : distance entre la rupture de pente considérée (point haut) et la tête du cours d'eau. S amont K : pente moyenne du cours d'eau en amont de la rupture de pente considérée.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 768k
Titre Figure 8 - Relations entre la distance (D) et la pente (S).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/3798/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 711k
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-Pierre Larue, « Profils longitudinaux et ruptures de pente : enseignements géomorphologiques en Bretagne du sud », Physio-Géo, Volume 8 | -1, 49-65.

Référence électronique

Jean-Pierre Larue, « Profils longitudinaux et ruptures de pente : enseignements géomorphologiques en Bretagne du sud », Physio-Géo [En ligne], Volume 8 | 2014, mis en ligne le 23 janvier 2014, consulté le 18 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/physio-geo/3798 ; DOI : 10.4000/physio-geo.3798

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