Golfe du Morbihan - ONCFS

Géomorphologie et géologie du golfe du Morbihan

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Affleurement rocheux et tables ostréicoles, anse de Kerdelan Affleurement rocheux et tables ostréicoles, anse de Kerdelan ONCFS
Bien que qualifié de « golfe », d’estuaire ennoyé, ou de petite mer intérieure (traduction littorale du mot « Mor » Mer, « Bihan » petite), le "golfe du Morbihan" est en réalité un ensemble composite, comprenant des zones de types estuariens, mais dont la complexité générale en fait un système particulier, une sorte de zone de convergence de rias coupées de l’océan par un éperon (Locmariaquer / Presqu’île de Rhuys).
La nature géologique du golfe est la résultante de phénomènes anciens
(orogène hercynien) et plus récents (rejets tertiaires, dépôts quaternaires), se caractérise par une nette opposition entre des reliefs de taille modeste de nature granitiques ou schisteuses et de grandes étendues de dépôts sédimentaires.

 

Géomorphologie et génèse :

Le Morbihan a un relief peu accusé, le point culminant (Mont Saint-Joseph avec ses 297 m, nord-ouest chaîne des Montagnes Noires). L'ensemble de son territoire est incliné d'une part vers l'océan Atlantique, d'autre part vers l'est (basse vallée de l'Oust). Les lignes de crêtes parallèles des Landes de Lanvaux dominent les vallées de l'Arz et de la Claie, et créent au centre du département une barrière axée nord-ouest / sud-est qui limite les effets océaniques directs au nord, et permet une réelle protection du bassin nord-est par régime perturbé de secteur ouest.

La formation du Mor Bihan est liée à celle du massif Armoricain.
Elle appartient au domaine Sud-Armoricain séparé du domaine médio-Armoricain par un cisaillement majeur, présent de la pointe du Raz à Angers. Cette rupture est datée du Protérozoïque supérieur (-550 millions d'années) correspondant à des déplacements latéraux d'une partie de la plaque Aquitaine pouvant aller jusqu'à 200 km. Au Dévonien (-400 à -350 MA), la plaque Aquitaine est entrée en collision avec le domaine médio-Armoricain et est à l’origine de la création de cette faille par subduction (plaque médio-Armoricaine sous plaque Aquitaine). La formation du massif Armoricain et de l'anticlinal sud-Armoricain interviennent lors de la phase hercynienne (-300 à -280 MA). L'érosion du massif armoricain commence dès la fin du Primaire, mais s’intensifie au Tertiaire par des conditions climatiques subtropicale à l’origine d’une importante érosion différentielle. Il en résulte une pénéplaine post-éocène. A la fin de l’alpin moyen (-25 à -10 millions d'années), un escalier de failles descendant vers la mer se met en place découpant la pénéplaine en un système de horst et de graben.

Le bassin Est du golfe du Morbihan est une vieille cuvette tertiaire (fond plat et bords peu accentués ), alors que le bassin ouest n'est nullement déprimé tectoniquement. A la fin de l'époque tertiaire le golfe connaît un affaissement continu et se trouve progressivement envahi par la mer à la suite d'un nouveau rejeu des failles (-5 millions d'années).

Au Quaternaire, les variations climatiques bien identifiées sont à l’origine d’un eustatisme important avec un niveau marin variant entre +15 mètres et -25 mètres par rapport au niveau actuel. Ces périodes sont à l’origine pendant les épisodes glaciaires d’une importante érosion avale des rivières par surcreusement pour atteindre leur niveau zéro. Le bassin du golfe devait ressembler à un ensemble de marécages, parsemés d'îles. Lors des épisodes de réchauffement, favorable à l’érosion différentielle, la remontée du niveau marin a entraîné le charriage d’un matériau composite submergeant les zones basses et les rivières surcreusées de l'est du golfe, leur donnant cet aspect actuel de bras s’étirant largement.

Actuellement, l'Ouest du golfe semble connaître un lent et progressif affaissement depuis 10 000 ans, se caractérisant par l’ennoiement des îles et îlots du bassin occidental. L’exemple le plus remarquable est celui d’Er Lannic et de son Crom’lech (monument mégalithique), aujourd’hui partiellement submergé. Cet affaissement est accompagné de la montée des eaux lors de la transgression flandrienne il y a environ 6 000 ans. Le niveau moyen continu à remonter et s'élèverait de +1 mm par an depuis le début du siècle.

La dépression littorale du golfe du Morbihan pourrait être définie comme un estuaire ennoyé de forme particulière dite "ria en bouteille", typique du relief de la Bretagne méridionale. Ce type de modelé est décrit par Guilcher (1948), et fait l’objet de deux théories complémentaires quant à leur formation. D’une part, il s’agirait de veille cuvettes résultant de dislocations tertiaires et figurant un alignement discontinus de blocs basculés (presqu’île de rhuys). D’autres part, la physionomie du littoral sud-morbihannais serait due à la direction WNW-SSE des affleurements métamorphiques : le littoral est le résultat d'une érosion fluviale sur une bande de roches tendres, en arrière de la côte et les rétrécissements terminaux sont dus à des bandes de roches dures affleurant le long du littoral.

La structure actuelle a donc été mise en valeur sous l'action combiné d'une érosion différentielle due à l’alternance entre les granits et les schistes, d'un rejeu tectonique tertiaire et de nombreuses oscillations du niveau marin au Quaternaire qui perdure aujourd’hui.
Le golfe est un ensemble en évolution constante et on observe de nombreuses zones d’érosion active sur le pourtour du golfe avec l’existence de diverses petites falaises (baie de Sarzeau, l’isle, Arradon) ou de talus en cours d'effondrements (Duer, …).


Le Crom'lech partiellement submergé d'Er Lannic, un témoin de la remontée récente du niveau marin ONCFS, mai 2009


Géologie :

Le golfe appartient au socle cristallophyllien du Pays Vannetais qui est constitué de bandes lithologiques distinctes, alternant des formations granitoïdes majoritaires de direction sud-armoricaine, interférées par des venues tardives de granulites, orientées nord-est/sud-ouest ou nord-sud perpendiculaires aux premières (Caillibot, 1990). On retrouve ces granulites notamment dans le prolongement pointe d’Arradon-Île aux Moines, modeste falaise de 20 m mais relativement élevée à l’échelle du golfe. De même, l’Île Longue correspond à ces formations, ce qui explique la profondeur relativement importante à cet endroit (environ – 20 m, site de plongée). A l’est de Baden, se distingue tout un réseau de filons en chapelets de roches basiques qui joue un rôle important dans l’orientation et le tracé des côtes actuels, formant l’armature des îles de Boëd et Boëdic et donnant l’allure des deux îles principales, Île aux Moines et Île d’Arz. Enfin, selon la proximité des intrusions granitiques et de la zone de cisaillement, on observe du Nord au Sud, de roches de moins en moins métamorphisées, généralement dures (granite gneissique puis gneiss granulitiques) qui sont encadrés au sud-est par une majorité de schistes et micaschistes moins résistants. Les roches dures s’interrompent au sud/sud-est par deux failles perpendiculaires de direction nord-sud et ouest-est.

La plupart de ces formations anciennes sont essentiellement visibles dans le bassin occidental. A l’inverse, le bassin oriental moins accidenté et moins soumis aux forts courants, est plus largement soumis à la formation de dépôts sédimentaires tertiaires, quaternaires et contemporains. Il s’agit de dépôts éocènes de grès quartzitiques qui colmatent les très basses surfaces entre les bras des étiers (côtes de Saint-Armel, Sarzeau). Divers placages de sables miocènes existent près de Noyalo, ainsi que des alluvions modernes.

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