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Evidence for the persistence of rectilinear slopes and their morphodynamic significance: a case study in the Dýrafjörður area (Westfjords, Iceland)

Preuves de la persistance des versants réglés et de leur signification morphodynamique: étude de cas dans le Dýrafjörður (Westfjords, Islande)
Denis Mercier, Etienne Cossart, Armelle Decaulne et Emilie Portier
p. 137-152

Résumés

Modelés emblématiques des environnements périglaciaires, les versants réglés présentent une pente rectiligne, de la base du versant au sommet. Leur inclinaison, oscillant entre 33 et 40° selon la lithologie du substrat, permet l’évacuation des débris produits par la gélifraction. La question centrale posée par ces profils d’équilibre est la durée nécessaire à leur édification. À partir de versants taillés dans les basaltes de la région de Dýrafjörður (Westfjords islandais), cette contribution montre que les versants réglés sont présents dans les secteurs les plus stables car seule la longue durée sous conditions périglaciaires permet leur façonnement. Ils sont moins présents dans les secteurs les plus affectés par le rebond glacio-isostatique et les glissements de terrain paraglaciaires. Développés dans des vallées glaciaires, les versants réglés sont des formes d’équilibre dynamique et résultent d’enchaînements glaciations-interglaciaires au cours desquels le rôle des glaciers réside dans l’évacuation des éboulis.

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Notes de la rédaction

Recu le14 mai 2025, définitivement accepté le 17 décembre 2025

Texte intégral

This work is part of the French Polar Institute Paul-Emile Victor (IPEV) project number 1266 PARI, which funded the field campaigns. The authors would like to express their sincere gratitude to Professor Jean-Pierre Peulvast for his careful proofreading and numerous comments, which helped us to improve the manuscript. They would also like to thank another anonymous reviewer and Cyprien Deloget (Sorbonne University) who helps us to redraw several figures.

1. Introduction

1Rectilinear debris-mantled slopes correspond to mountain slopes with a straight gradient from the top of the slope to the base, just convenient for debris removal. The rectilinear segment of a slope has been described as representing the angle of repose of coarse debris. Above the critical value of 33°, values of 37 to 40° can be reached depending on the lithology: debris are unstable as the equilibrium threshold is exceeded, rock fragments falling down the slope. These rock fragments are angular and mostly result from freeze-thaw action within the rock-wall in the upper part of the slopes. Rectilinear slopes represent morphodynamic equilibrium landforms and are guided by gravity. Strahler (1950) used the term ‘repose slope’ for this type of slope. In this way, scree resulting from the gelifraction of the rockwalls covers the entire slope. Rectilinear slopes are sometimes cut into the bedrock and have therefore been described as Richter denudation-slope where no part of the slope is covered with scree (Richter, 1901; Francou and Hétu, 1989). Most rectilinear slopes (debris-mantled and Richter) have simple shapes but may be degraded (Sellier, 2002).

2As emblematic feature of cold regions, rectilinear debris-mantled slopes have been observed in all periglacial environments (Tricart, 1963; Ballantyne, 2018; French, 2018; Murton, 2021): high Arctic latitudes (Rapp, 1960a, 1960b ; Åkerman, 1984; Godard, 1984, 1990; Peulvast, 1991; André, 1997; Mercier, 2002; Sellier and Kerguillec, 2021) and Antarctic (Cotton and Wilson, 1971; Selby, 1971, 1982; Iwata, 1987), in the mountains of the northern hemisphere's mid-latitudes (Nicod, 1976; Soutadé, 1980; Francou and Hétu, 1989; Francou et al., 1990; Rovera, 1990) and southern hemisphere (McArthur, 1975). In Spitsbergen area, there has been a great deal of work on rectilinear slopes, with proponents of Quaternary emplacement of rectilinear debris-mantled slopes (Jahn, 1960; Gabert and Masseport, 1966; Coque and Raynal, 1970; Dewolf, 1970; Joly, 1970) and conclusions ageing slopes set in pre-Quaternary times (André, 1991). In the first case, rectilinear slopes are assumed to be shaped under postglacial (Holocene) periglacial conditions; repeated freeze-thaw cycles effectively disintegrate the bedrock, leading to the abundant formation of unconsolidated regolith. In the other case, it would imply that rectilinear slopes were Pre-Pleistocene and were preserved from glacial erosion and subsequent paraglacial conditions. These slopes have been the subject of detailed geomorphological studies, particularly in Scotland, Norway and Ireland, where Sellier (2002, p. 1226) points out that they are “part of a dynamics that governs the development of scree slopes and thus represent the end of a progressive ablation of the rock-walls under the effect of freeze-thaw cycles”.

3Rectilinear slopes develop in different lithologies: limestone (Birot, 1966; Nicod, 1972; Pawelec, 2011), sandstones (Young and Young, 1992; Curry and Morris, 2004), granites (Selby, 1982; Godard, 1965; Itawa, 1987; Francou et al., 1990; Le Cœur, 1994), basalts (Hinchliffe and Ballantyne, 1999), shales (Soutadé, 1980; Voisin, 1981), gneiss (Itawa, 1987; Peulvast, 1991), quartzites (Embleton and King, 1974; Sellier, 2002, 2009; Wilson and Matthews, 2016). However, lithologies that are most suitable to the development of rectilinear slopes are the most frost-sensitive ones, therefore the most porous and/or fragmented ones (those with faults, joints, foliation or stratification planes; Lautridou and Ozouf, 1978; Matsuoka, 2001; Matsuoka and Murton, 2008). In Greenland, Malaurie (1968) indicated that shale, chalk and limestone are the most frost-sensitive rocks. Based on field studies in Norway, Scotland and Ireland, Sellier (2002) demonstrated that quartzites, which are extremely frost-sensitive, present all the conditions required for the rapid establishment of rectilinear slopes. In general, the existence of rectilinear slopes requires a homogeneous lithology. Slopes shaped into several rock types with different resistance characteristics would rather develop step-like profiles presenting composite sections. In addition to morphostructural parameters, specific climatic conditions are required for effective gelifraction: cold temperature and moisture to generate freeze-thaw cycles (Matzuoka, 2001; Matsuoka and Murton, 2008; Ballantyne, 2018; Mercier, 2023).

4Beyond their unique morphology, the main scientific question regards sediment supply and preservation through time. How long does it take for a rectilinear slope to develop and, consequently, in which palaeo-environmental conditions does it occur? In other words, what is the usual time necessary for a rectilinear slope to form and be preserved? Numerous other questions arise from these central questions. Are nowadays visible rectilinear slopes the result of rapid periglacial erosion during a single interglacial period (the last one)? To what extent does the rectilinear slopes development depend on glacial and paraglacial cycles? In order to contribute to the debate, the slopes of the Dýrafjörður area in the Icelandic Westfjords were studied. This area has been chosen because slopes surrounding Dýrafjörður feature numerous rectilinear slopes. Their spatial distribution is uneven, and their presence, or absence, provides insights into the morphodynamic processes that govern their distribution.

2. Study area

5The area selected for this work is Dýrafjörður in the Icelandic Westfjords (fig. 1). Although no study has yet been carried out in Iceland on rectilinear slopes, this region is perfectly representative for such studies.

Fig. 1 – 3D view of Dýrafjörður (Westfjords, Iceland). Source: LandmælingarÍslands Digital Terrain Model (atlas.lmi.is), National Land Survey of Iceland 2023, 2-meters precision.
Fig. 1 – Vue 3D de la zone d’étude de Dýrafjörður (Westfjords, Islande). Source : LandmælingarÍslands Modèle Numérique de Terrain (atlas.lmi.is), Service national du cadastre islandais 2023, précision à 2 mètres.

Fig. 1 – 3D view of Dýrafjörður (Westfjords, Iceland). Source: LandmælingarÍslands Digital Terrain Model (atlas.lmi.is), National Land Survey of Iceland 2023, 2-meters precision.Fig. 1 – Vue 3D de la zone d’étude de Dýrafjörður (Westfjords, Islande). Source : LandmælingarÍslands Modèle Numérique de Terrain (atlas.lmi.is), Service national du cadastre islandais 2023, précision à 2 mètres.

2.1. Morphostructural information

6Dýrafjörður is underlain by Tertiary basalts of ages ranging from Miocene to Lower Pliocene over 3.3 million years old (NáttúrufræðistofnunÍslands, 2014; fig. 2). The structural layout is basaltic trapps, characterised by layers of blue-black basalt lava often with red colored interbeds, which correspond to fossilized soil horizons. The general easterly dip is due to the loading of the volcanic zone that was active at each time. The general morphology consists of plateau surfaces between 500 and 1000 m a.s.l. The shape of the plateaus results from lava accumulation, erosion, pedogenisation and depositional processes, alternatively during Miocene and Lower Pliocene. During the Pleistocene, the plateaus were dissected by large fjords and valleys with a general south-east/north-west orientation. Dýrafjörður is 6 km wide in its outer part, 2 km wide in the median part and less than 1 km wide in the inner part. It has a total length of 35 km.

Fig. 2 – Geological map of the study area.
Fig. 2 – Carte géologique de la zone étudiée.

Fig. 2 – Geological map of the study area. Fig. 2 – Carte géologique de la zone étudiée.

A: mafic and intermediate extrusive basalts with intercalated sediments, older than 3.3 m.y. (Miocene and Lower Pliocene); B: dip of the basalt layers; C: contour lines, D: rivers. Source : https://jardfraedikort.ni.is/​
A : basaltes extrusifs mafiques et intermédiaires avec sédiments intercalés d’âge Miocène et Pléistocène inférieur datant de plus de 3,3 millions d'années ; B : pendage des couches basaltiques ; C : courbes de niveau ; D : rivières. Source : https://jardfraedikort.ni.is/​

2.2. Glaciation and deglaciation

7From a glaciological point of view, the last major glaciation (Weichselian) reached its peak in Iceland around 21,000 BP, with an ice-cap thickness up to 2000 m in the center of the island and at minima up to 500 m on the north-west coast (Le Breton et al., 2010; fig. 3). The Icelandic ice sheet extended beyond the present coastline as far as the shelf break (Spagnolo and Clark, 2009). The last deglaciation began around 15,400 BP (Ingólfsson, 1991; Norðdahl and Pétursson, 2005; Norðdahl et al., 2008; Benediktsson et al., 2023). Dýrafjörður appears to have been completely ice-covered during the last glaciation and partially ice-free as early as 10,200 cal BP (Hjort et al., 1985; Principato et al., 2006; Geirsdóttir et al., 2009; Hole, 2015).

Fig. 3 – Ice extent since the Last Glacial Maximum (reconstruction from Geirsdóttir et al., 2009). A: Last Glacial Maximum ice extent; B: maximal glacier readvance during the Younger Dryas cold event; C: maximal extent of glaciers during the Preboreal period; D: present glaciers extent.
Fig. 3 – Extension glaciaire depuis le Dernier Maximum Glaciaire (reconstitution d’après Geirsdóttir et al., 2009). A : extension glaciaire au Dernier Maximum Glaciaire ; B : extension glaciaire au cours de l’épisode froid du Dryas Récent ; C : extension maximum des glaciers au cours de l’épisode froid du Préboréal ; D : extension glaciaire actuelle.

Fig. 3 – Ice extent since the Last Glacial Maximum (reconstruction from Geirsdóttir et al., 2009). A: Last Glacial Maximum ice extent; B: maximal glacier readvance during the Younger Dryas cold event; C: maximal extent of glaciers during the Preboreal period; D: present glaciers extent.Fig. 3 – Extension glaciaire depuis le Dernier Maximum Glaciaire (reconstitution d’après Geirsdóttir et al., 2009). A : extension glaciaire au Dernier Maximum Glaciaire ; B : extension glaciaire au cours de l’épisode froid du Dryas Récent ; C : extension maximum des glaciers au cours de l’épisode froid du Préboréal ; D : extension glaciaire actuelle.

2.3. Postglacial isostatic rebound

8During the Holocene, vertical displacements could be estimated from palaeo-shorelines. Following the last Weichselian glaciation, postglacial rebound created raised beaches around Iceland and induces fast vertical elevation at the beginning of the Holocene (Ingólfsson et al., 1995; Norðdahl and Einarsson, 2001). While glacio-isostatic deformation has induced a flexural response that is slow in regions underlain by thick, rigid lithosphere (such as the Canadian and Scandinavian Shields), it has proceeded more rapidly where the lithosphere is thin and thermally elevated, as in Iceland (Biessy et al., 2008). During deglaciation, ice-sheet thinning initiated along the coastline and the retreat subsequently migrated inland. Consequently, the loading and unloading processes were both more pronounced and more rapid near the coast than in the island’s interior (Dauteuil et al., 2005; Biessy et al., 2008; Le Breton et al., 2010; fig. 4). Since the Last Glacial Maximum, global sea-level change has occurred in four stages: (i) from 20 to 16,000 BP the global sea level was stable at about -120 m (relative to the present-day sea level); (ii) from 16,000 to 5000 years BP it rose at a rate of c. 1 cm.a-1; (iii) from 5000 to 3000 years BP it fell slightly; (iv) from 3000 years BP it has slowly risen (c. 0.4 cm.a-1) to its present-day level. In the Westfjords, relative sea-level fall from 70 m to -2 m a.s.l. between 12,000 and 9000 years BP. Vertical motions between 10,000 ± 300 years BP and 8150 ± 350 years BP indicate an uplift stage of Iceland. The uplift amount varies from 40 to 170 m with a mean uplift amount of 102.5 ± 10 m. The rate of uplift is between 2.1 and 9.2 cm.a-1 with an average of 5.5 ± 2.2 cm.a-1. The Westfjords area is characterized by low uplift rates (40-80 m, 2.1-4.3 cm.a-1). These low values can be explained by a thinner ice-cap on the Vestfirðir peninsula than on the mainland, and by a faster deglaciation (Le Breton et al., 2010).

9This vertical uplift due to glacio-isostatic rebound induced paraglacial seismicity and could play a triggering factor for landsliding and rock-slope failures features in Iceland (Cossart et al., 2014; Mercier et al., 2017) and on tectonically stable mountainous terrain like Scotland (Ballantyne et al., 2024).

Fig. 4 – Raised beaches elevations and sea level in the Westfjords (from Le Breton et al., 2010, modified). A: High Marine Level (10,000 ± 300 BP), elevation in meter (± 10 m); B: Low Marine Level (8150 ± 350 BP), elevation in meter (± 10 m).
Fig. 4Altitudes des plages soulevées par le rebond glacio-isostatique et niveau marin dans les Westfjords (modifié d’après Le Breton et al., 2010). A : haut niveau marin (10 000 ± 300 BP), élévation en mètre (± 10 m) ; B : bas niveau marin (8150 ± 350 BP), élévation en mètre (± 10 m).

Fig. 4 – Raised beaches elevations and sea level in the Westfjords (from Le Breton et al., 2010, modified). A: High Marine Level (10,000 ± 300 BP), elevation in meter (± 10 m); B: Low Marine Level (8150 ± 350 BP), elevation in meter (± 10 m).Fig. 4 – Altitudes des plages soulevées par le rebond glacio-isostatique et niveau marin dans les Westfjords (modifié d’après Le Breton et al., 2010). A : haut niveau marin (10 000 ± 300 BP), élévation en mètre (± 10 m) ; B : bas niveau marin (8150 ± 350 BP), élévation en mètre (± 10 m).

2.4. Permafrost aggradation and degradation

10During deglaciation, when mean annual air temperatures (MAAT) remained substantially lower than present values, permafrost aggraded extensively, particularly within the Westfjords region. Throughout the warm Bølling–Allerød interstadial (ca. 15,400-13,000 cal BP), the ice sheet underwent rapid recession, resulting in renewed degradation of coastal permafrost. The widest spatial extent of permafrost was likely attained at the onset of the Younger Dryas (YD), following the pronounced deglaciation of the Bølling–Allerød interval and the progressive atmospheric cooling that preceded the YD. This period appears to have been characterized by the most accelerated phase of permafrost aggradation, with permanently frozen ground expanding across ice-free, mountainous coastal sectors of Iceland. Numerous areas, particularly along the western coast, might have experienced cumulative permafrost conditions exceeding 4000 years between the Last Glacial Maximum (LGM) and the beginning of the Holocene (Etzelmüller et al., 2020). In the Westfjords, permafrost degradation commenced early in the Holocene, driven by rising temperature associated with the Holocene Thermal Maximum (HTM). During the Holocene, the occurrence of permafrost, the conditions favorable to the formation of rectilinear slopes, was restricted to only brief intervals.

2.5. Past and present climatic conditions

11Following the Pleistocene, several proxies (Greenland ice cores, lake cores) indicate that during the HTM in Iceland, between 11,000 and 6000 BP, temperature was 2-3 °C higher than 1961-1990 mean annual air temperature (MAAT). After 5000 BP, several cool periods occurred, culminating in the LIA (Stötter et al., 1999; Caseldine et al., 2006; Flowers et al., 2008; Geirsdóttir et al., 2009), with an estimated MAAT lowering of c. 0.8°C compared to recent decades (Anderson et al., 2018). At present, permafrost is widespread in Iceland in highlands and mountains over c. 800 m a.s.l. (Etzelmüller et al., 2020).

12Today, the climate in Dýrafjörður is under maritime influences, with a MAAT of 3.8 °C and precipitation over 1200 mm per year according to the 1984-2023 normal (fig. 5). The mean temperature of July, the warmest month, is 10.8 °C. All months are rainy, with marked precipitation from September to May; snow precipitation is possible all year round, except may be from June to August, and are especially expected from November-December to March-April, at a time of air temperature around the freezing point, also favorable to freeze-thaw cycles.

Fig. 5 – Ombrothermic graph in Hólar í Dýrafirði over the normal (1984-2023).
Fig. 5 – Graphique ombrothermique à la station de Hólar í Dýrafirði (entre 1984-2023).

Fig. 5 – Ombrothermic graph in Hólar í Dýrafirði over the normal (1984-2023).Fig. 5 – Graphique ombrothermique à la station de Hólar í Dýrafirði (entre 1984-2023).

13Thus, since the disappearance of glaciers in the Westfjords, past and present climatic conditions have not provided continuously favorable conditions for deep periglacial processes to build up rectilinear slopes.

3. Rectilinear slopes typology and spatial distribution in Dýrafjörður

14In Dýrafjörður, various types of rectilinear slopes can be observed (fig. 6, 7). Some correspond to Richter denudation-slopes, others to rectilinear slopes with debris-mantled from the base of the slope to the summit. Many slopes are debris-mantled slopes that are currently evolving towards a rectilinear profile, with cornices still present. Other regulated slopes show forms that have been degraded by current erosion processes (runoff, debris flows and snow avalanches).

Fig. 6 – Typology of rectilinear slopes. A: rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); B: ongoing rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); C: degraded rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); D: ongoing and degraded rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes).
Fig. 6 – Typologie des versants réglés. A : versants réglés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; B : versants réglés inachevés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; C : versants réglés dégradés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; D : versants réglés inachevés et dégradés (Richter et versant réglé avec éboulis).

Fig. 6 – Typology of rectilinear slopes. A: rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); B: ongoing rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); C: degraded rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); D: ongoing and degraded rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes).Fig. 6 – Typologie des versants réglés. A : versants réglés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; B : versants réglés inachevés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; C : versants réglés dégradés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; D : versants réglés inachevés et dégradés (Richter et versant réglé avec éboulis).

1. Rectilinear debris-mantled slopes; 2. Richter denudation slopes; 3. Plateau; 4. Valley; 5. Basaltic strata; 6. Rock-wall; 7. Debris-mantled slopes that are currently evolving towards a rectilinear profile; 8. Ongoing Richter denudation slopes; 9. Degraded rectilinear debris-mantled slopes; 10. Degraded Richter denudation slopes; 11. Gullies; 12. Scree; 13. Ongoing and degraded rectilinear debris-mantled slopes; 14. Ongoing and degraded Richter denudation slopes.
1. Versant réglé avec éboulis ; 2. Versant de Richter ; 3. Plateau ; 4. Vallée ; 5. Strates basaltiques ; 6. Corniche ; 7. Versant réglé inachevé avec éboulis ; 8. Versant de Richter inachevé ; 9. Versant réglé dégradé avec éboulis ; 10. Versant de Richter dégradé ; 11. Ravines ; 12. Eboulis ; 13. Versant réglé inachevé et dégradé avec éboulis ; 14. Versant de Richter inachevé et dégradé.

Fig. 7 – Typology of rectilinear slopes (photos: D. Mercier, 2023). A: debris-mantled slopes that are currently evolving towards a rectilinear profile with residual cornice in the upper part of Dýrafjörður (view towards the east), with triangular facets at the confluence zone (centre); B: Richter slopes, with triangular facets at the confluence zone, which are currently developing a rectilinear profile with residual cornice in the central part of Dýrafjörður (view towards the north); C: gullied Richter slope in the central part of Dýrafjörður (looking north), downslope colluvial deposits (snow avalanches and debris flows). Gullying implies an ancient nature of Richter slopes; D: Richter slopes and Holocene slope deposits on the south bank of the Dýrafjörður (looking south). The Richter slopes are cut by gullies. Gully signatures suggest that Richter slopes are old, predating at least the last glaciation, and that they have not been dismantled by glaciers during the cold sequences of the Pleistocene. The glacial cirque (centre) is occupied by landslide deposits; E: Richter slope and rectilinear debris-mantled slopes (with slight concavity in the distal part due to recurrent slope dynamics (e.g., snow avalanches) during the Holocene) in Ingjaldssandur valley (east slope); F: Richter rectilinear denudation slope and rectilinear debris-mantled slopes (right and left) in the Gerðhamradalur glacial valley (view from Dýrafjörður in the background). The slope has steps associated with the lithological contrasts of the basalt beds. The base is concave as a result of Holocene slope dynamics.
Fig. 7 – Typologie des versants réglés (photos : D. Mercier, 2023). A : versants réglés avec éboulis en cours de régularisation avec corniche résiduelle dans le secteur amont de Dýrafjörður (vue vers l’est), avec facettes triangulaires en zone de confluence (au centre) ; B : versants de Richter, avec facettes triangulaires en zone de confluence, en cours de régularisation avec corniche résiduelle dans la partie centrale du Dýrafjörður (vue vers le nord) ; C : versant de Richter raviné dans la partie centrale du Dýrafjörður (vue vers le nord), avec une concavité basale liée aux colluvions (dépôts d’avalanches et coulées de débris) en aval des couloirs. Le ravinement implique une ancienneté des versants de Richter ; D : versants de Richter entaillés par des ravins sur la rive sud du Dýrafjörður (vue vers le sud). Le ravinement laisse à penser que les versants de Richter sont vieux, antérieurs au moins à la dernière glaciation et qu’ils ne n’ont pas été démantelés par les glaciers lors des séquences froides du Pléistocène. Le cirque glaciaire (au centre) est occupé par les dépôts d’un glissement de terrain ; E : versant de Richter et versant réglé, avec une légère concavité basale liée aux dynamiques avalancheuses holocènes dans la vallée Ingjaldssandur (versant est) ; F : versant de Richter (à droite et à gauche) et versant réglé de la vallée glaciaire de Gerðhamradalur vue vers le Dýrafjörður (à l’arrière-plan). Le versant présente des marches d’escalier associées aux contrastes lithologiques des bancs basaltiques. La base est concave du fait de la dynamique de versant holocène.

Fig. 7 – Typology of rectilinear slopes (photos: D. Mercier, 2023). A: debris-mantled slopes that are currently evolving towards a rectilinear profile with residual cornice in the upper part of Dýrafjörður (view towards the east), with triangular facets at the confluence zone (centre); B: Richter slopes, with triangular facets at the confluence zone, which are currently developing a rectilinear profile with residual cornice in the central part of Dýrafjörður (view towards the north); C: gullied Richter slope in the central part of Dýrafjörður (looking north), downslope colluvial deposits (snow avalanches and debris flows). Gullying implies an ancient nature of Richter slopes; D: Richter slopes and Holocene slope deposits on the south bank of the Dýrafjörður (looking south). The Richter slopes are cut by gullies. Gully signatures suggest that Richter slopes are old, predating at least the last glaciation, and that they have not been dismantled by glaciers during the cold sequences of the Pleistocene. The glacial cirque (centre) is occupied by landslide deposits; E: Richter slope and rectilinear debris-mantled slopes (with slight concavity in the distal part due to recurrent slope dynamics (e.g., snow avalanches) during the Holocene) in Ingjaldssandur valley (east slope); F: Richter rectilinear denudation slope and rectilinear debris-mantled slopes (right and left) in the Gerðhamradalur glacial valley (view from Dýrafjörður in the background). The slope has steps associated with the lithological contrasts of the basalt beds. The base is concave as a result of Holocene slope dynamics.Fig. 7 – Typologie des versants réglés (photos : D. Mercier, 2023). A : versants réglés avec éboulis en cours de régularisation avec corniche résiduelle dans le secteur amont de Dýrafjörður (vue vers l’est), avec facettes triangulaires en zone de confluence (au centre) ; B : versants de Richter, avec facettes triangulaires en zone de confluence, en cours de régularisation avec corniche résiduelle dans la partie centrale du Dýrafjörður (vue vers le nord) ; C : versant de Richter raviné dans la partie centrale du Dýrafjörður (vue vers le nord), avec une concavité basale liée aux colluvions (dépôts d’avalanches et coulées de débris) en aval des couloirs. Le ravinement implique une ancienneté des versants de Richter ; D : versants de Richter entaillés par des ravins sur la rive sud du Dýrafjörður (vue vers le sud). Le ravinement laisse à penser que les versants de Richter sont vieux, antérieurs au moins à la dernière glaciation et qu’ils ne n’ont pas été démantelés par les glaciers lors des séquences froides du Pléistocène. Le cirque glaciaire (au centre) est occupé par les dépôts d’un glissement de terrain ; E : versant de Richter et versant réglé, avec une légère concavité basale liée aux dynamiques avalancheuses holocènes dans la vallée Ingjaldssandur (versant est) ; F : versant de Richter (à droite et à gauche) et versant réglé de la vallée glaciaire de Gerðhamradalur vue vers le Dýrafjörður (à l’arrière-plan). Le versant présente des marches d’escalier associées aux contrastes lithologiques des bancs basaltiques. La base est concave du fait de la dynamique de versant holocène.

15Three distinct types of rectilinear slopes can be identified along the Dýrafjörður fjord. Richter denudation-slopes in the form of triangular facets, often located in confluence zones, where glacial removal of scree may be most effective. These slopes are currently developing a rectilinear profile, with small residual cornices (< 50 m) remaining in their summit sections. These short cornices are slowly dismantled by freeze-thaw weathering, indicating a long-term evolution leading to nearly depleted sediment sources. No distal sediment accumulation is currently observed, and the regolith has been removed, likely by glacial processes, without evidence of glacial over-deepening or paraglacial activity. This implies that the slope is currently developing a rectilinear profile, which began prior to the last glacial period. In contrast, gullied Richter denudation-slopes with basal concavity, located in the central sector of Dýrafjörður, display the signature of Holocene dynamics that accumulate debris in its distal part. These slopes are now shaped primarily by gully incision and related gravitational processes (e.g., snow avalanches, debris flows), supplying limited amounts of sediment to the valley floor since the deglaciation.

4. Methods

16The spatial distribution of distal slope concavities, using the Ho/Hi ratio was calculated. This ratio estimates the post-glacial slope evolution, comparing the height of the talus (Ho) with the one of the full slope (Hi): the closer the ratio to 1, the more developed the slope, as previously documented by Francou (1988) and Sellier (2002).

17Furthermore, an algorithm was used to detect rectilinear slope, according to these prerequisites: slope gradient ranging from 30 to 35°, low curvature indices (calculated from a 10-meter DEM from the National Land Survey of Iceland https://www.lmi.is/​is). The combination of three curvature indices is used: (i) the profile curvature, i.e., the curvature intersecting with the plane defined by Z axis and maximum gradient direction; (ii) the plan curvature, i.e., the horizontal curvature, intersecting with the XY planes; and (iii) the longitudinal curvature, i.e., the profile curvature intersecting with the plane defined by the normal surface and maximum gradient direction. Pixels with values close to 0 on the three indices are selected.

18The calculation of the surface areas of rectilinear slopes is also carried out. Our hypothesis is that the presence of rectilinear slopes is a function of distance from the upper part of the fjord (depending on both debuttressing forces and postglacial uplift). The length of Dýrafjörður is discretized in two kilometre-width bands to calculate the ratio between the surface of rectilinear slopes and the total surface area.

5. Spatial patterns of rectilinear slopes in Dýrafjörður fjord

19An automatic mapping of rectilinear slopes highlight they are prominent in large parts of Dýrafjörður (fig. 8, 9). They account for more than half of the slopes, particularly in the middle part of the fjord. Conversely, the frequency of settled slopes is rarer both in the inner part of the fjord, where it meets the plateau, and in the outer part, at the mouth of the fjord. Dýrafjörður may thus be subdivided in three distinct parts.

Fig. 8 – Inventory of rectilinear slopes of Dýrafjörður fjord.
Fig. 8 – Inventaire des versants réglés dans le fjord Dýrafjörður.

Fig. 8 – Inventory of rectilinear slopes of Dýrafjörður fjord.Fig. 8 – Inventaire des versants réglés dans le fjord Dýrafjörður.

1. Study area; 2. Rectilinear slopes; 3. Catchment boundary; 4. Town
1. Zone étudiée ; 2. Versants réglés ; 3. Limites du bassin-versant ; 4. Village.

Fig. 9 – Spatial location of rectilinear slopes in Dýrafjörður. The frequency diagram exhibits the surface area corresponding to rectilinear slopes (grey) vs the surface area affected by other landforms (white).
Fig. 9 – Localisation spatiale des versants réglés dans le Dýrafjörður. Le diagramme de fréquence montre la surface occupée par les versants réglés (en gris) par rapport à la surface occupée par d'autres formes de relief (en blanc).

Fig. 9 – Spatial location of rectilinear slopes in Dýrafjörður. The frequency diagram exhibits the surface area corresponding to rectilinear slopes (grey) vs the surface area affected by other landforms (white).Fig. 9 – Localisation spatiale des versants réglés dans le Dýrafjörður. Le diagramme de fréquence montre la surface occupée par les versants réglés (en gris) par rapport à la surface occupée par d'autres formes de relief (en blanc).

20The upstream (inner) part of the fjord is characterized by quite simple slope systems combining free faces and scree deposits supplied by gravity fall, largely reworked by snow avalanches, and locally affected by debris flows. Ho/Hi ratio confirms an abundant sediment supply (fig. 10). The mountain-slopes exhibit some features controlled by the bedrock structure. Four main faults affect the basaltic layers and are connected to some cracks delineating grabens on the plateaus. Fault-lines are currently incised by torrential processes (fig. 11).

Fig. 10 – Schematic representation of Hi/Ho ratio on the northern slopes of Dýrafjörður. Upper: spatial distribution of distal slope concavities; lower: graph of Ho/Hi values from the outer to the inner part of Dýrafjörður.
Fig. 10 – Représentation schématique du rapport Ho/Hi sur les versants nord de Dýrafjörður. En haut : répartition spatiale des concavités de bas de versant ; en bas : graphique représentant les valeurs Ho/Hi tout au long du fjord.

Fig. 10 – Schematic representation of Hi/Ho ratio on the northern slopes of Dýrafjörður. Upper: spatial distribution of distal slope concavities; lower: graph of Ho/Hi values from the outer to the inner part of Dýrafjörður.Fig. 10 – Représentation schématique du rapport Ho/Hi sur les versants nord de Dýrafjörður. En haut : répartition spatiale des concavités de bas de versant ; en bas : graphique représentant les valeurs Ho/Hi tout au long du fjord.

1. Plateau; 2. Crest; 3. Distal concavity; 4. River; 5. Sea; 6. Ho/Hi value.
1. Plateau ; 2. Crête ; 3. Concavité distale ; 4. Rivière ; 5. Valeur Ho/Hi.

Fig. 11 – Landforms assemblages and types of rectilinear slopes along Dýrafjörður fjord.
Fig. 11 – Formes de relief et types de versants réglés le long du fjord de Dýrafjörður.

Fig. 11 – Landforms assemblages and types of rectilinear slopes along Dýrafjörður fjord.Fig. 11 – Formes de relief et types de versants réglés le long du fjord de Dýrafjörður.

211. Rectilinear slope; 2. Free faces; 3. Scree deposits; 4. Alluvial cone; 5. Raised-beaches; 6. Current shoreline; 7. Landslide scar; 8. Crack; 9. Fault; 10. Incised stream; 11. Landslide deposit.
1. Pente rectiligne ; 2. Parois libres ; 3. Eboulis ; 4. Cône de déjection ; 5. Plages soulevées ; 6. Littoral actuel ; 7. Cicatrice de glissement de terrain ; 8. Fissure ; 9. Faille ; 10. Ruisseau encaissé ; 11. Dépôt de glissement de terrain.

22The median part of the fjord is characterized by large occurrences of rectilinear slopes. They are specially located between Hjarðardalur and Gerðhamradalur, in an area where no important fault is observed (low neotectonic activity). In details, the spatial distribution of the Ho/Hi ratio in Dýrafjörður shows that the median part of the fjord displays very limited distal slope accumulations (fig. 10). It reveals the weak geomorphic efficiency of post-glacial slope dynamics in this part of the fjord, whereas inner and outer parts display higher Ho/Hi values. The former cornices have been entirely removed, further suggesting an exhausted sediment source and ongoing slow geomorphic evolution.

23Richter denudation-slopes dissected by ravines dominate the southern (left) bank of the fjord. These slopes are incised by major gullies, highlighting a mature stage of dissection. The incision of gullies is driven by the lowering of base level. Richter denudation slopes morphology suggests that these are relict landforms predating the last glaciation period.

24According to this initial description, regularised slopes have developed over the course of multiple interglacial periods. They form in areas where glaciers played a role in removing sediment. Similarly, paraglacial activity plays a limited role and results in only minor, marginal morphological changes.

25Downstream Gerðhamradalur very few rectilinear slopes are observed. On the contrary the plateaus are affected by many cracks parallel to the fjord axis, as observed in areas affected by paraglacial landsliding. This area is also characterized by the occurrence of raised-beaches (altitude around 100 m. a.s.l., clearly above those observed in the median part of the fjord). Collectively, these geomorphic patterns suggest deformations due to postglacial uplift, generating slope instability and the onset of three main landslides. The formation of rectilinear slopes appears to have been hampered in areas where Holocene landsliding occurred. It suggests that a stage of stability is required for their development.

26These descriptions are confirmed by a frequency diagram. Rectilinear slopes correspond to 15 % of the surface area in the median part, whereas they are almost inexistent in inner and outer areas (fig. 12).

Fig. 12 – Richter slopes are found in the central part of the left (south) bank of Dýrafjörður. Slopes with walls and scree dominate the distal part of the fjord (photos: D. Mercier, 2023).
Fig. 12 – Les versants de Richter sont présents dans la partie centrale de la rive gauche (sud) du Dýrafjörður. Les versants à parois et éboulis dominent la partie distale du fjord (photos : D. Mercier, 2023).

Fig. 12 – Richter slopes are found in the central part of the left (south) bank of Dýrafjörður. Slopes with walls and scree dominate the distal part of the fjord (photos: D. Mercier, 2023).Fig. 12 – Les versants de Richter sont présents dans la partie centrale de la rive gauche (sud) du Dýrafjörður. Les versants à parois et éboulis dominent la partie distale du fjord (photos : D. Mercier, 2023).

6. Discussion

6.1. The role of periglacial dynamics

27The morphoclimatic conditions in Iceland (abundant humidity and high number of freeze-thaw cycles) are favorable to efficient frost shattering of basaltic rocks enabling rock-wall retreat. Therefore, rectilinear debris-mantled slopes are present in the Dýrafjörður area as well as in other regions of Iceland.

28If rectilinear debris-mantled slopes develop solely through periglacial processes, long evolution times and/or particularly effective freeze-thaw processes associated with favorable morphostructural and morphoclimatic parameters are required. For Iwata (1987), the conspicuous development of Richter denudation-slopes in the McMurdo dry valleys in Antarctica is due to the long-lasting ice-free condition of this area. As a result, these slopes have been shaped by slow and prolonged retreat of steep rock-walls during the entire Quaternary period (Selby, 1971, 1974; Cotton and Wilson, 1971; Iwata, 1987). If the sensitivity to gelifraction varies along the slope, the most fractured zones will lead to the formation of scree talus, which is reworked into boulder tongues by snow avalanches (Decaulne and Sæmundsson, 2006). However, this will not result in strictly rectilinear, debris-mantled slopes since the rates of wall retreat vary over time and space. This is particularly true for composite slopes shaped into different rocks of variable resistance, such as encountered in different basaltic facies of Iceland (e.g., compact or vesicular). Thereby, talus slopes are formed when debris supply is faster than removal. In Dýrafjörður, the presence of slopes rejuvenated due to postglacial uplift or paraglacial processes suggests that slopes are currently developing a rectilinear profile and that these processes may not be achievable within the Holocene alone. Furthermore, the abundance of Richter slopes and rectilinear slopes covered with a very thin layer of scree suggests that the production of frost debris has been very limited during the Holocene sequence.

6.2. The role of glacial dynamics

29Glaciers have a fundamental role in the development of rectilinear debris-mantled slopes and Richter slopes. Firstly, their ablation and transport actions contribute to maintain a steeper profile than the one of equilibrium. Secondly, glaciers are the only erosive agent able to remove the products of the rock-wall dismantlement. Evacuation of debris by glaciers is essential for the establishment of rectilinear debris-mantled slopes. When too much debris accumulates at the base of the mountain slope, the rectilinear slope cannot settle. The constant thinness of the scree along the rectilinear debris-mantled slopes indicates that the debris production by weathering is balanced by its glacial evacuation (fig. 13). In this way, rectilinear debris-mantled slopes illustrate the dynamic cooperation between glacial and periglacial processes through time.

Fig. 13 – Balance between debris supply by scree talus accumulation and debris removal by glacial transport favorable to rectilinear slope development. A: evolution from a steep slope to a rectilinear slope; B: rectilinear slope (Richter-denudation slope or debris-mantled slope) with debris removal by glacier; C: slope with talus accumulation and rock-wall that may be created by a rock-slope failure scar.
Fig. 13 - Équilibre entre l’apport de gélifracts par l’accumulation (favorisant la mise en place de talus d’éboulis) et l’enlèvement de débris par le transport glaciaire favorable au développement de versants réglés. A : évolution temporelle théorique d’un versant raide à un versant réglé ; B : versant réglé (versant de Richter ou versant réglé avec éboulis) avec nécessaire évacuation des éboulis par les glaciers ; C : versant avec talus d’éboulis et paroi rocheuse pouvant être créée par une cicatrice d’arrachement d’un glissement de terrain ne permettant pas l’établissement d’un versant réglé.

Fig. 13 – Balance between debris supply by scree talus accumulation and debris removal by glacial transport favorable to rectilinear slope development. A: evolution from a steep slope to a rectilinear slope; B: rectilinear slope (Richter-denudation slope or debris-mantled slope) with debris removal by glacier; C: slope with talus accumulation and rock-wall that may be created by a rock-slope failure scar.Fig. 13 - Équilibre entre l’apport de gélifracts par l’accumulation (favorisant la mise en place de talus d’éboulis) et l’enlèvement de débris par le transport glaciaire favorable au développement de versants réglés. A : évolution temporelle théorique d’un versant raide à un versant réglé ; B : versant réglé (versant de Richter ou versant réglé avec éboulis) avec nécessaire évacuation des éboulis par les glaciers ; C : versant avec talus d’éboulis et paroi rocheuse pouvant être créée par une cicatrice d’arrachement d’un glissement de terrain ne permettant pas l’établissement d’un versant réglé.

1. Rectilinear slope (Richter denudation slope or debris-mantled slope); 2. Plateau; 3. Basaltic strata; 4. Valley; 5. Time: long period of periglacial evolution of the slope (ice-free condition); 6. Former slope profile; 7. Debris removal by glacier during periods of total glaciation of the valley; 8. Talus; 9. Talus and debris (scree) supply; 10. rock-wall with active freeze-thaw processes.
1. Versant réglé (versant de Richter ou versant réglé avec éboulis) ; 2. Plateau ; 3. Strates basaltiques ; 4. Vallée ; 5. Temps : longue durée d’évolution périglaciaire du versant (sans glacier) ; 6. Ancien profil du versant ; 7. Évacuation des débris par le transport glaciaire pendant les phases d’englacement total de la vallée ; 8. Talus ; 9 : Accumulation de gélifracts ; 10. Paroi soumise aux processus de gel et de dégel (cryoclastie).

30However, under certain conditions, the morphologic efficiency of glacial flows can modify slope profiles, to the detriment of equilibrium profiles. This, as well as a particularly high resistance of the bedrock, explains the scarcity of rectilinear debris-mantled slopes in the Lofoten-Vesterålen area (Peulvast, 1985) or their uneven degree of completion, or even their deterioration (Sellier, 2002).

31In the Dýrafjörður area, ice currents were able to evacuate scree deposits during each cold Pleistocene sequence. The base of the slopes is devoid of lateral moraines, which suggests that there was no glacial stagnation stage in the fjord and that glacial retreat was rapid during the deglaciation phase. However, slopes are currently developing a rectilinear profile over the long Quaternary period, interglacial sequences being favorable to this process. The rectilinear debris-mantled slopes present on the slopes on both sides of Dýrafjörður would therefore have been shaped iteratively all along the Quaternary. The abundance of rectilinear slopes on both sides of the median part of Dýrafjörður also indicates that glaciers did not rectify the profiles of the slopes by giving them a vertical profile, as previously suggested in the evolution of rectilinear slopes (Sellier, 2002). On the other hand, in the sectors where paraglacial dynamics were the most effective (outer areas of the fjord with greatest glacio-isostatic rebound, deep-seated gravitational slope deformations and rock-slope failures), the rectilinear slopes development is hampered. Postglacial uplift and paraglacial landsliding rejuvenate mountain slopes by creating new sediment sources (e.g. cornices, rock walls, cf. fig. 13C).

32The Holocene dynamics of the Icelandic slopes offer conditions that are more or less favorable for scree formation, although the volumes produced over the last 15,000 years are limited. Thus, rectilinear slopes, and a fortiori Richter slopes, have not been able to develop over the current post-glacial sequence. They obviously need more millennia to develop.

6.3. The role of paraglacial dynamics

33On valley slopes, the early stages of deglaciation were conducive to paraglacial denudation dynamics linked to debuttressing, oversteepening and glacio-isostatic rebound (Ballantyne, 2002, 2014; Mercier, 2011; McColl, 2012; Cossart et al., 2014; Curry, 2020). Paraglacial conditions are expressed on the Icelandic slopes by deep-seated gravitational slope deformations and rock-slope failures, (Cossart et al., 2014, 2017; Peras et al., 2016; Mercier et al., 2022; Portier et al., 2023; Ben-Yehoshua et al., 2023). The age of establishment of deep-seated gravitational slope deformations has been estimated to be Late Glacial (Coquin et al., 2015), whereas that of rock-slope failures corresponds to the early Holocene (Mercier et al., 2013, 2017; Decaulne et al., 2016; Cossart et al., 2017; Portier et al., 2024). The volumes of debris produced by these events are considerable and contribute to understand those of scree cones (Curry and Morris, 2024; Portier et al., 2025).

34Paraglacial dynamics are therefore incompatible with the development of rectilinear debris-mantled slopes. In fact, the formation of rock-slope failures alters the slope profile and interrupts the process of evolution towards a rectilinear slope. In south Wales (Mynydd Du area, part of the north-facing Old Red Sandstone (Devonian) escarpment), Curry and Morris (2004) demonstrated that rock-wall retreat was associated with stress release joint dilation and enhanced rockfall by unloading and debuttressing during and following ice sheet deglaciation. They consider that 84 % of scree production took place in the first thousand years after the retreat of the glaciers (Curry and Morris, 2004). In addition, the paraglacial gullying dynamics contribute to dismantling slope deposits and therefore limit the life expectancy of rectilinear debris-mantled slopes (Mercier et al., 2009).

7. Conclusions

35Several morphodynamic lessons can be drawn from this type of rectilinear debris-mantled slopes:

  • Richter-denudation slopes and rectilinear debris-mantled slopes are present in the Dýrafjörður sector as elsewhere in Iceland;

  • rectilinear slopes are found in the most stable sectors of fjords and valleys as they require a long period of stability to be built, without paraglacial deformations (postglacial uplift or paraglacial landsliding);

  • rectilinear slopes are less common in the outer fjord areas, where marks of glacial-isostatic rebound are better represented, resulting in paraglacial seismicity prone to deep-seated gravitational slope deformations and rock-slope failures;

  • rectilinear debris-mantled slopes are less common in the inner parts of the fjords, where slopes with top rock-walls and scree cones develop, with slopes that are currently developing a rectilinear profile;

  • Dýrafjörður’s rectilinear debris-mantled slopes and Richter denudation slopes have developed in glacial valleys and have been preserved by glacial erosion, so they correspond to landforms of glacial-interglacial iteration during which the glaciers preserved the shape of the slopes (i.e., glaciers that were not sufficiently abrasive) but whose role in evacuating scree was essential in enabling the establishment of rectilinear slopes;

  • rectilinear slopes cannot develop in a single interglacial period, and the slope profiles are not vertical after the passage of glaciers. The thickness of the scree remains insignificant (a few meters to a dozen meters at most). The frost-thaw dynamics of a single interglacial period are insufficient to cause a slope to recede by several tens of meters in a single interglacial period. If we compare the volumes accumulated at the foot of the rock-walls since the disappearance of the glaciers, we cannot obtain a regulated slope profile in 10,000 years. Therefore, glaciers removed scree during glacial stages but do not steepen the slopes by bringing them to vertical, as several previous studies have suggested;

  • the development of rectilinear equilibrium slopes requires several glaciation/deglaciation cycles, and therefore an evolutionary period of several 100,000 years.

* auteur correspondant : Denis Mercier 01 44 27 92 90 (denis.mercier@sorbonne-universite.fr)

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Annexe

Version française abrégée

Les versants réglés, typiques des environnements périglaciaires, sont définis par une pente constante (33 à 40°). Ils sont revêtus de gélifracts anguleux, issus de la désagrégation par gel-dégel des parois rocheuses supérieures. Ils représentent une forme d’équilibre morphodynamique gravitaire, appelés « pentes de repos » (Strahler, 1950) ou « pentes de dénudation de Richter » lorsque la roche est exposée (Richter, 1901 ; Francou et Hétu, 1989). Leur formation est débattue : mise en place au Quaternaire dans des conditions périglaciaires postglaciaires (Jahn, 1960 ; Gabert et Masseport, 1966 ; Coque et Raynal, 1970 ; Dewolf, 1970 ; Joly, 1970) ou préservation d’un héritage de l’époque pré-Quaternaire (André, 1991). Leur développement dépend de la lithologie (roches sensibles au gel : quartzites, calcaires, schistes) et de conditions morphoclimatiques favorables (humidité, cycles gel/dégel). Les principales questions scientifiques posées dans cette étude concernent l’approvisionnement, la temporalité de mise en place, les conditions de formation des versants réglés, ainsi que les facteurs de contrôle et leur dépendance aux cycles glaciaires et paraglaciaires.

Le fjord de Dýrafjörður (fig. 1), situé dans les Westfjords islandais, offre un cadre favorable à l’étude des versants réglés, encore peu étudiés en Islande. Le secteur est constitué de basaltes tertiaires formant des plateaux dont l’altitude varie entre 500 et 1000 m, entaillés par de multiples fjords et vallées, parmi lesquels Dýrafjörður est un fjord long de 35 km (fig. 2). Il a été partiellement désenglacé à partir de 10 200 cal BP (fig. 3). Le secteur étudié a été affecté par le rebond glacio-isostatique holocène induisant un fort réajustement vertical (fig. 4). Les conditions thermiques post-glaciaires ont été rarement favorables à la présence d’un pergélisol et aux dynamiques périglaciaires de gélifraction, à l’exception de la période précédant le maximum thermique holocène (11 à 6000 BP) et au cours du refroidissement du Petit Âge Glaciaire.

Trois types de versants réglés y sont identifiés (fig. 7 et 8) : (i) versants de Richter, (ii) versants réglés avec éboulis et (iii) versants mixtes. Dans le secteur central du fjord, les versants de Richter sont aujourd'hui façonnés par l'incision de ravins, l’activité avalancheuse et celle des coulées de débris. L'absence de corniches rocheuses et la faible quantité de sédiments sur le versant suggèrent une évolution lente et polyphasée, façonnée au cours de multiples cycles glaciaires-interglaciaires. Sur la rive sud du fjord se trouvent les versants de Richter, profondément disséqués par des ravins. Il s'agit probablement de formes de relief antérieures à la dernière glaciation.

Un algorithme a permis d'identifier les versants réglés de Dýrafjörður à l'aide d'un Modèle Numérique de Terrain, en sélectionnant les zones présentant des pentes comprises entre 30 et 35°, et de faibles valeurs de courbure (profil, plan et courbures longitudinales proches de 0). Les calculs de surface ont été effectués en divisant le long fjord Dýrafjörður en bandes de 2 km afin d'évaluer la proportion de versants réglés par rapport à la surface totale. La partie amont du fjord présente des systèmes de pentes simples ainsi qu'une déformation du substratum rocheux liée à quatre failles principales et à des grabens. En revanche, le secteur médian du fjord, entre Hjarðardalur et Gerðhamradalur, présente d'importantes étendues de versants réglés dans des zones exemptes de failles. Les versants réglés sont absents dans le secteur aval du fjord, où les glissements de terrain paraglaciaires dominent et où les plages soulevées (jusqu’à environ 100 m d’altitude) indiquent un rebond postglaciaire et une instabilité associée. Ainsi, les versants réglés couvrent 15 % de la zone médiane du fjord, mais sont pratiquement absents en amont et en aval (fig. 9-12).

Les versants réglés avec éboulis sont observés dans le secteur du fjord Dýrafjörður comme dans d'autres régions d’Islande. Leur développement nécessite des conditions morphoclimatiques (humidité abondante, nombre élevé de cycles de gel/dégel), favorisant la production de gélifracts et le retrait des parois rocheuses. Toutefois, pour qu’ils se forment uniquement par des processus périglaciaires, des temporalités d’évolution longues et/ou une forte efficacité de la gélifraction sont nécessaires.

Tout au long du Quaternaire, l'activité glaciaire dans le secteur de Dýrafjörður a érodé les versants en évacuant les éboulis. La faible épaisseur des éboulis témoigne d’un équilibre entre production et évacuation glaciaire (fig. 13) : soit un équilibre dynamique qui se crée dans le temps par la complémentarité entre les processus périglaciaires et glaciaires. Dans le secteur de Dýrafjörður, les versants réglés se seraient développés itérativement durant le Quaternaire, avec une alternance équilibrée entre production périglaciaire (interglaciaires) et évacuation glaciaire (glaciations). En revanche, les zones soumises à un fort rebond isostatique ou à des dynamiques paraglaciaires (glissements de terrain, déformations gravitaires) montrent une régularisation incomplète : ces dynamiques rajeunissent les parois. Au cours de l’Holocène, les apports d’éboulis, mêmes limités dans la zone étudiée, empêchent la régularisation complète des pentes au cours de la séquence post-glaciaire actuelle.

Aux premiers temps de la dernière déglaciation, une intense dynamique paraglaciaire affectant les versants se met en place. En Islande, cela se traduit par des déformations gravitaires profondes des versants et des glissements de terrain (Cossart et al., 2017 ; Mercier et al., 2022 ; Portier et al., 2023). Ces phénomènes sont survenus entre la fin du dernier maximum glaciaire et le début de l’Holocène (Coquin et al., 2015 ; Mercier et al., 2017 ; Cossart et al., 2017 ; Portier et al., 2024), produisant des volumes importants qui alimentent les cônes d’éboulis (Curry et Morris, 2024 ; Portier et al., 2025). Les dynamiques paraglaciaires sont incompatibles avec la formation durable de pentes rectilignes à éboulis, qu’elles détruisent ou empêchent d’évoluer. Enfin, le ravinement paraglaciaire accentue le démantèlement des dépôts de pente, limitant leur espérance de vie.

Ainsi, les versants réglés observés dans le secteur de Dýrafjörður se forment uniquement dans des contextes morphodynamiques stables, à l’écart des zones soumises aux dynamiques paraglaciaires telles que celles associées au rebond glacio-isostatique ou les glissements de terrain. Ils sont plus rares dans les parties externes du fjord (fort rebond) et internes (glaciation prolongée), et se développent préférentiellement dans les secteurs intermédiaires, où les conditions périglaciaires ont favorisé leur établissement. Leur genèse repose sur une interaction itérative entre périodes glaciaires (évacuation des débris) et interglaciaires (régularisation des pentes), sans abrasion excessive. Leur formation requiert des conditions périglaciaires stables, sur des échelles de temps pluri-millénaires et ne peuvent être associés à la seule séquence post-glaciaire holocène.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – 3D view of Dýrafjörður (Westfjords, Iceland). Source: LandmælingarÍslands Digital Terrain Model (atlas.lmi.is), National Land Survey of Iceland 2023, 2-meters precision.Fig. 1 – Vue 3D de la zone d’étude de Dýrafjörður (Westfjords, Islande). Source : LandmælingarÍslands Modèle Numérique de Terrain (atlas.lmi.is), Service national du cadastre islandais 2023, précision à 2 mètres.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 77k
Titre Fig. 2 – Geological map of the study area. Fig. 2 – Carte géologique de la zone étudiée.
Légende A: mafic and intermediate extrusive basalts with intercalated sediments, older than 3.3 m.y. (Miocene and Lower Pliocene); B: dip of the basalt layers; C: contour lines, D: rivers. Source : https://jardfraedikort.ni.is/​A : basaltes extrusifs mafiques et intermédiaires avec sédiments intercalés d’âge Miocène et Pléistocène inférieur datant de plus de 3,3 millions d'années ; B : pendage des couches basaltiques ; C : courbes de niveau ; D : rivières. Source : https://jardfraedikort.ni.is/​
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 781k
Titre Fig. 3 – Ice extent since the Last Glacial Maximum (reconstruction from Geirsdóttir et al., 2009). A: Last Glacial Maximum ice extent; B: maximal glacier readvance during the Younger Dryas cold event; C: maximal extent of glaciers during the Preboreal period; D: present glaciers extent.Fig. 3 – Extension glaciaire depuis le Dernier Maximum Glaciaire (reconstitution d’après Geirsdóttir et al., 2009). A : extension glaciaire au Dernier Maximum Glaciaire ; B : extension glaciaire au cours de l’épisode froid du Dryas Récent ; C : extension maximum des glaciers au cours de l’épisode froid du Préboréal ; D : extension glaciaire actuelle.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 598k
Titre Fig. 4 – Raised beaches elevations and sea level in the Westfjords (from Le Breton et al., 2010, modified). A: High Marine Level (10,000 ± 300 BP), elevation in meter (± 10 m); B: Low Marine Level (8150 ± 350 BP), elevation in meter (± 10 m).Fig. 4Altitudes des plages soulevées par le rebond glacio-isostatique et niveau marin dans les Westfjords (modifié d’après Le Breton et al., 2010). A : haut niveau marin (10 000 ± 300 BP), élévation en mètre (± 10 m) ; B : bas niveau marin (8150 ± 350 BP), élévation en mètre (± 10 m).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 258k
Titre Fig. 5 – Ombrothermic graph in Hólar í Dýrafirði over the normal (1984-2023).Fig. 5 – Graphique ombrothermique à la station de Hólar í Dýrafirði (entre 1984-2023).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-5.png
Fichier image/png, 18k
Titre Fig. 6 – Typology of rectilinear slopes. A: rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); B: ongoing rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); C: degraded rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes); D: ongoing and degraded rectilinear slopes (Richter and debris-mantled slopes).Fig. 6 – Typologie des versants réglés. A : versants réglés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; B : versants réglés inachevés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; C : versants réglés dégradés (Richter et versant réglé avec éboulis) ; D : versants réglés inachevés et dégradés (Richter et versant réglé avec éboulis).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-6.jpg
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Légende 1. Rectilinear debris-mantled slopes; 2. Richter denudation slopes; 3. Plateau; 4. Valley; 5. Basaltic strata; 6. Rock-wall; 7. Debris-mantled slopes that are currently evolving towards a rectilinear profile; 8. Ongoing Richter denudation slopes; 9. Degraded rectilinear debris-mantled slopes; 10. Degraded Richter denudation slopes; 11. Gullies; 12. Scree; 13. Ongoing and degraded rectilinear debris-mantled slopes; 14. Ongoing and degraded Richter denudation slopes.1. Versant réglé avec éboulis ; 2. Versant de Richter ; 3. Plateau ; 4. Vallée ; 5. Strates basaltiques ; 6. Corniche ; 7. Versant réglé inachevé avec éboulis ; 8. Versant de Richter inachevé ; 9. Versant réglé dégradé avec éboulis ; 10. Versant de Richter dégradé ; 11. Ravines ; 12. Eboulis ; 13. Versant réglé inachevé et dégradé avec éboulis ; 14. Versant de Richter inachevé et dégradé.
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Titre Fig. 7 – Typology of rectilinear slopes (photos: D. Mercier, 2023). A: debris-mantled slopes that are currently evolving towards a rectilinear profile with residual cornice in the upper part of Dýrafjörður (view towards the east), with triangular facets at the confluence zone (centre); B: Richter slopes, with triangular facets at the confluence zone, which are currently developing a rectilinear profile with residual cornice in the central part of Dýrafjörður (view towards the north); C: gullied Richter slope in the central part of Dýrafjörður (looking north), downslope colluvial deposits (snow avalanches and debris flows). Gullying implies an ancient nature of Richter slopes; D: Richter slopes and Holocene slope deposits on the south bank of the Dýrafjörður (looking south). The Richter slopes are cut by gullies. Gully signatures suggest that Richter slopes are old, predating at least the last glaciation, and that they have not been dismantled by glaciers during the cold sequences of the Pleistocene. The glacial cirque (centre) is occupied by landslide deposits; E: Richter slope and rectilinear debris-mantled slopes (with slight concavity in the distal part due to recurrent slope dynamics (e.g., snow avalanches) during the Holocene) in Ingjaldssandur valley (east slope); F: Richter rectilinear denudation slope and rectilinear debris-mantled slopes (right and left) in the Gerðhamradalur glacial valley (view from Dýrafjörður in the background). The slope has steps associated with the lithological contrasts of the basalt beds. The base is concave as a result of Holocene slope dynamics.Fig. 7 – Typologie des versants réglés (photos : D. Mercier, 2023). A : versants réglés avec éboulis en cours de régularisation avec corniche résiduelle dans le secteur amont de Dýrafjörður (vue vers l’est), avec facettes triangulaires en zone de confluence (au centre) ; B : versants de Richter, avec facettes triangulaires en zone de confluence, en cours de régularisation avec corniche résiduelle dans la partie centrale du Dýrafjörður (vue vers le nord) ; C : versant de Richter raviné dans la partie centrale du Dýrafjörður (vue vers le nord), avec une concavité basale liée aux colluvions (dépôts d’avalanches et coulées de débris) en aval des couloirs. Le ravinement implique une ancienneté des versants de Richter ; D : versants de Richter entaillés par des ravins sur la rive sud du Dýrafjörður (vue vers le sud). Le ravinement laisse à penser que les versants de Richter sont vieux, antérieurs au moins à la dernière glaciation et qu’ils ne n’ont pas été démantelés par les glaciers lors des séquences froides du Pléistocène. Le cirque glaciaire (au centre) est occupé par les dépôts d’un glissement de terrain ; E : versant de Richter et versant réglé, avec une légère concavité basale liée aux dynamiques avalancheuses holocènes dans la vallée Ingjaldssandur (versant est) ; F : versant de Richter (à droite et à gauche) et versant réglé de la vallée glaciaire de Gerðhamradalur vue vers le Dýrafjörður (à l’arrière-plan). Le versant présente des marches d’escalier associées aux contrastes lithologiques des bancs basaltiques. La base est concave du fait de la dynamique de versant holocène.
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Titre Fig. 8 – Inventory of rectilinear slopes of Dýrafjörður fjord.Fig. 8 – Inventaire des versants réglés dans le fjord Dýrafjörður.
Légende 1. Study area; 2. Rectilinear slopes; 3. Catchment boundary; 4. Town1. Zone étudiée ; 2. Versants réglés ; 3. Limites du bassin-versant ; 4. Village.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-9.jpg
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Titre Fig. 9 – Spatial location of rectilinear slopes in Dýrafjörður. The frequency diagram exhibits the surface area corresponding to rectilinear slopes (grey) vs the surface area affected by other landforms (white).Fig. 9 – Localisation spatiale des versants réglés dans le Dýrafjörður. Le diagramme de fréquence montre la surface occupée par les versants réglés (en gris) par rapport à la surface occupée par d'autres formes de relief (en blanc).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-10.jpg
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Titre Fig. 10 – Schematic representation of Hi/Ho ratio on the northern slopes of Dýrafjörður. Upper: spatial distribution of distal slope concavities; lower: graph of Ho/Hi values from the outer to the inner part of Dýrafjörður.Fig. 10 – Représentation schématique du rapport Ho/Hi sur les versants nord de Dýrafjörður. En haut : répartition spatiale des concavités de bas de versant ; en bas : graphique représentant les valeurs Ho/Hi tout au long du fjord.
Légende 1. Plateau; 2. Crest; 3. Distal concavity; 4. River; 5. Sea; 6. Ho/Hi value.1. Plateau ; 2. Crête ; 3. Concavité distale ; 4. Rivière ; 5. Valeur Ho/Hi.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-11.jpg
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Titre Fig. 11 – Landforms assemblages and types of rectilinear slopes along Dýrafjörður fjord.Fig. 11 – Formes de relief et types de versants réglés le long du fjord de Dýrafjörður.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-12.jpg
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Titre Fig. 12 – Richter slopes are found in the central part of the left (south) bank of Dýrafjörður. Slopes with walls and scree dominate the distal part of the fjord (photos: D. Mercier, 2023).Fig. 12 – Les versants de Richter sont présents dans la partie centrale de la rive gauche (sud) du Dýrafjörður. Les versants à parois et éboulis dominent la partie distale du fjord (photos : D. Mercier, 2023).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-13.jpg
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Titre Fig. 13 – Balance between debris supply by scree talus accumulation and debris removal by glacial transport favorable to rectilinear slope development. A: evolution from a steep slope to a rectilinear slope; B: rectilinear slope (Richter-denudation slope or debris-mantled slope) with debris removal by glacier; C: slope with talus accumulation and rock-wall that may be created by a rock-slope failure scar.Fig. 13 - Équilibre entre l’apport de gélifracts par l’accumulation (favorisant la mise en place de talus d’éboulis) et l’enlèvement de débris par le transport glaciaire favorable au développement de versants réglés. A : évolution temporelle théorique d’un versant raide à un versant réglé ; B : versant réglé (versant de Richter ou versant réglé avec éboulis) avec nécessaire évacuation des éboulis par les glaciers ; C : versant avec talus d’éboulis et paroi rocheuse pouvant être créée par une cicatrice d’arrachement d’un glissement de terrain ne permettant pas l’établissement d’un versant réglé.
Légende 1. Rectilinear slope (Richter denudation slope or debris-mantled slope); 2. Plateau; 3. Basaltic strata; 4. Valley; 5. Time: long period of periglacial evolution of the slope (ice-free condition); 6. Former slope profile; 7. Debris removal by glacier during periods of total glaciation of the valley; 8. Talus; 9. Talus and debris (scree) supply; 10. rock-wall with active freeze-thaw processes.1. Versant réglé (versant de Richter ou versant réglé avec éboulis) ; 2. Plateau ; 3. Strates basaltiques ; 4. Vallée ; 5. Temps : longue durée d’évolution périglaciaire du versant (sans glacier) ; 6. Ancien profil du versant ; 7. Évacuation des débris par le transport glaciaire pendant les phases d’englacement total de la vallée ; 8. Talus ; 9 : Accumulation de gélifracts ; 10. Paroi soumise aux processus de gel et de dégel (cryoclastie).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/20943/img-14.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Denis Mercier, Etienne Cossart, Armelle Decaulne et Emilie Portier, « Evidence for the persistence of rectilinear slopes and their morphodynamic significance: a case study in the Dýrafjörður area (Westfjords, Iceland) »Géomorphologie : relief, processus, environnement, 31-2 | 2025, 137-152.

Référence électronique

Denis Mercier, Etienne Cossart, Armelle Decaulne et Emilie Portier, « Evidence for the persistence of rectilinear slopes and their morphodynamic significance: a case study in the Dýrafjörður area (Westfjords, Iceland) »Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], 31-2 | 2025, mis en ligne le 12 janvier 2026, consulté le 16 février 2026. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/20943 ; DOI : https://doi.org/10.4000/15hm7

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Auteurs

Denis Mercier

Sorbonne Université, Laboratoire de Géographie Physique : environnements quaternaires et actuels (UMR 8591 CNRS), 2 rue Henri Dunant, 94320 Thiais, France
CNRS GDR 2012 AREES (Arctique : Enjeux pour l’Environnement et les Sociétés)

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Etienne Cossart

Université Savoie Mont Blanc, Laboratoire EDYTEM (UMR 5204), 5, bd de la mer Caspienne 73376 Le Bourget du Lac cedex, France
CNRS GDR 2012 AREES (Arctique : Enjeux pour l’Environnement et les Sociétés)

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Armelle Decaulne

CNRS, Laboratoire LETG (UMR 6554), Nantes Université, Chemin de la Censive du Tertre, 44312, Nantes, France
CNRS GDR 2012 AREES (Arctique : Enjeux pour l’Environnement et les Sociétés)

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Emilie Portier

Sorbonne Université, Laboratoire de Géographie Physique : environnements quaternaires et actuels (UMR 8591 CNRS), 2 rue Henri Dunant, 94320 Thiais, France
CNRS GDR 2012 AREES (Arctique : Enjeux pour l’Environnement et les Sociétés)

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