Les cycles de marées

B. Les courants résiduels : ... 55 II.3.2 Les houles ... 56 A. Régime de vent ... 56 B. Caractéristique de la houle et de la mer de vent en mer d )roise ... 59 C. Caractéristiques de la houle et de la mer de vent en rade de Brest ... 60 )). . L hydrodynamisme lié aux débits fluviaux ... 60 A. (ydrologie à l embouchure des deux principaux fleuves ... 61 B. Hydrologie à l échelle de la rade... 63

II.4 Le contexte sédimentaire ... 65

II.4.1 Connaissance sur la répartition sédimentaire actuelle et la dynamique associée ... 65 )). . L influence des communautés macro-benthiques ... 69 )). . L impact anthropique ... 71 A. L évolution progressive de la zone portuaire et son impact... 72 B. La pêche et autres activités ... 75

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II.1 Cadre géomorphologique

La Rade de Brest est un milieu maritime semi-fermé communiquant avec la mer d )roise, par l intermédiaire d un étroit chenal ou goulet long de km et large de , km. Ce vaste plan d eau d une superficie de 181 km² a un rivage très découpé dont le linéaire côtier atteint près de 230 km. La morphologie de la rade de Brest et de son exutoire est principalement marquée par la présence de vallées sous-marines (Vacher, 1919) (Figure 20). Elles s inscrivent dans la continuité des principales rivières Aulne et Elorn avec des profondeurs maximales de à mètres. L Aulne se jette dans la rade au niveau du bassin Sud. Son chenal, d orientation NW-SE et d aspect méandriforme, est bordé par des terrasses atteignant des profondeurs de l ordre de 15 à 20 mètres, notamment là où le chenal de Daoulas rejoint l axe principal. A l inverse, la morphologie du chenal de l Elorn, dont l estuaire est situé dans le bassin Nord, est rectiligne et d orientation NE-SW. Ces deux chenaux confluent vers le centre de la rade, au Sud de l embouche de La Penfeld, avant de rejoindre le goulet. C est dans cet étranglement, correspondant à un couloir décrochant formé grâce au jeu de failles qui le traverse, que les valeurs maximales de profondeur sont atteintes (57 mètres). Au débouché de la rade, le chenal d orientation SW-NE est étroit puis s élargit de moitié au-delà d une limite joignant le milieu de l anse de Camaret et celle de Bertheaume (Figure 19). A cet endroit, où il est bordé par de larges terrasses à mètres , sa profondeur n est plus que de mètres. A l Ouest, le chenal se resserre, au profit du plateau formé par les roches environnantes Roche du crabe, rocher du Toulinguet, petit Léach .

A l extérieur de la rade de Brest, le chenal divise la zone en deux parties distinctes (Hinschberger, 1970): Nord et Sud. Dans la partie Nord, les fonds monotones de la baie de Bertheaume, faiblement inclinés vers le Sud-Est, s ouvrent sur un plateau uniforme qui décroit très régulièrement de la côte au chenal central jusqu à atteindre m de profondeur. Au Sud, les fonds de la partie occidentale sont chaotiques en raison de la présence de nombreux affleurements rocheux qui s inscrivent dans la continuité de la pointe du Toulinguet. A l Est de cette pointe, la profondeur diminue progressivement jusque dans la baie de Camaret ouverte au Sud-est.

L intérieur de la rade est caractérisé par la présence de nombreuses baies et anses, bordant l ensemble du littoral, et où les fonds faiblement inclinés atteignent rarement les 10 mètres de profondeurs. De nombreux bancs, dont le plus important, celui du Corbeau situé au débouché de l Elorn, forment avec la frange littorale plus de % de la superficie de la rade (Figure 20). Cet ensemble peu profond, plonge brutalement dans la dépression circulaire centrale où la profondeur est comprise entre 20 et 30 mètres. La côte Nord de la rade, du fait de la proximité avec la ville de Brest est fortement anthropisée. Le port, s étendant du Goulet jusqu à l anse du Moulin Blanc est une succession de remblais à utilité militaire, commerciale et plaisancière.

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Figure 20 : Répartition en pourcentage des profondeurs de la zone d'étude entière a), de l’e utoi e ouve t su la e d’I oise du goulet c) et de la rade interne d).

II.2 Le contexte géologique

L histoire géologique de la Bretagne est ponctuée par trois principaux orogènes Ballèvre et al., 2008 ; Ballèvre et al., 2014) nommés : Pentévrien (-2 Ga à -750 Ma), Cadomien (-600 Ma à -530 Ma) et enfin Varisque (-380 Ma à -250 Ma). Elle débute par une collision qui permet l établissement de la chaine Pentévrienne au précambrien puis par son érosion (Auvray et al., 1980 ). Au Briovérien (-670 Ma à -5 Ma l ouverture de l océan Celtique, permet le dépôt de roches sédimentaires aujourd hui très métamorphisées appelées « schistes briovériens » (Darboux et Plusquellec, 1985 ; Darboux, 1991 ; Guerrot et al., 1992). A nouveaux, la tectonique des plaques engendre, il y a millions d année, la fermeture de l océan, et en parallèle la naissance de la chaine Cadomienne Vernhet et al., . Aux alentours de - Ma l océan Rhéique débute son expansion. Dans ce bassin océanique, une importante épaisseur de sédiments marins, s étageant de l Ordovicien -490 Ma) au Dévonien (-360 Ma), se dépose. Au carbonifère (-350 Ma), le rapprochement des plaques tectonique induit la fermeture des océans et la création d un unique continent : la Pangée. La collision provoque l établissement de la chaine (ercynienne ou Varisque . Cette dernière a affecté l ensemble des unités géologiques et va soulever, plisser et cisailler la région (Dupret et Le Gall, 1984 ; Dissler et Gresselin, 1988). Se mettent alors en place, les grands domaines actuellement observables en Bretagne (Ballèvre et al., . L intensité de déformation est accompagnée d intrusions granitiques et d activités volcaniques (Le Gall, 1999 ; Gradstein et al., 2012). Ce massif actuellement très aplani par l érosion est de nouveau inondé par de brèves incursions marines notamment au Cénozoique (mer de faluns) (Klein, 1970). Elles permettront de déposer des sédiments marins au Miocène (-23 Ma) et au Pliocène (-5.3 Ma) (Guillocheau et al., 2003). Le Quaternaire est rythmé par les grandes phases glaciaires et

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interglaciaires, c est au cours de ces épisodes que se sont construits la plus grande partie des terrasses et les dépôts alluviaux associés (Hallégouët et Morzadec-Kerfoun, 1977 ; Hallégouët, 1979a et b ; Hallégouët et Van Vliet-Lanoë, 1986 ; Lautridou et al., 1986 ; Morzadec-Kerfourn, 1999 ;). Le sol armoricain actuel a été érodé par deux réseaux de paléo-vallées successifs, ayant une morphologie en « V », entre Ma et l actuel. Cette érosion a suivie le soulèvement du massif armoricain engendré par la convergence entre la plaque Africaine-Apulienne et Européenne (collision Alpine) (Bessin et al., 2014). Le premier réseau s est établi au cours du Miocène puis a été ré-ennoyé par la mer au cours du début du Pliocène (Brault et al., 2004 ; Dugué et al., , tandis que la seconde génération d incision s est produite pendant le milieu du Pléistocène (Bonnet et al., 2000).

Ces épisodes ont donné naissance à des roches de nature, d âge et d histoire différents qui permettent de structurer la géologie actuelle de la région. La Bretagne se divise donc en quatre domaines majeurs, séparés par des accidents tectoniques dont les deux plus importants sont la Zone Broyée Nord Armoricaine (ZBNA) (ou Cisaillement Nord Armoricain CNA) (Nance et al., 2010) et la Zone Broyée Sud Armoricaine (ZBSA) (ou Cisaillement Sud Armoricain CSA) (Jegouzo et al., 1980 ; Rolin et al., 2009), activées pendant l orogenèse (ercynienne (Ballevre et al, 2014)(Figure 21).

 Le domaine du Léon, au Nord, se caractérise comme un empilement de roches très fortement métamorphisées pendant l orogène hercynienne Schulz et al., ; Marcoux et al., 2009 ; Faure et al., 2010).

 Le domaine Nord-Armoricain, localisé au Nord-Est, est principalement constitué de formations précambriennes métamorphiques (gradient croissant avec la profondeur, Ballevre et al, 2009).  Le Domaine Centre-Armoricain se caractérise par des terrains sédimentaires paléozoïques

formés lors de l immersion de la Bretagne pendant une grande partie de l ère primaire. )ls s étagent du Cambro-Ordovicien au Dévonien supérieur (-500 Ma à -350 Ma). Ces roches sont exondées puis déformées (plis à vergence Sud-est) par la formation de la chaine Hercynienne (Babin et al, 1969 ; Gumiaux et al., 2004).

 Le domaine Sud-Armoricain est une zone complexe composée de granites hercyniens métamorphisés injectés le long de la zone broyée sud-armoricaine. Quelques affleurements de roches sédimentaires paléozoïques plissées et déformées par la dernière orogène forment les zones Sud extrêmes (Vendée, Brière) (Ballèvre et al., 2014).

La rade de Brest se situe au niveau de la zone du Cisaillement Nord Armoricain (CNA) séparant deux grands ensembles géologiques : le domaine du Léon au Nord et le domaine Centre-Armoricain au Sud (Figure 21) (Garreau et al., 1980). Le domaine du Léon, confère au contour de la rade Nord une certaine massivité et régularité tandis que le paysage au Sud, formant les presqu îles de Plougastel et de Crozon, est plus varié et alterne entre crêtes et dépressions. La principale direction structurale

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orientée selon le CNA est recoupée, lors du flambage alpin par des accidents plus tardifs de direction NE-SW et NW-SE (faille de Kerforne) affectant l essentiel des structures paléozoïques plissées Figure 21). Mais la principale caractéristique de la zone d étude est la présence des principaux paléo-chenaux, s inscrivant au cours du Pléistocène et notamment celui de l Elorn s installant dans le CNA (allégouët, 1994).

Figure 21 : Carte géologique de la Bretagne et de la rade de Brest (modifiée du BRGM, carte 1/50 000 de la région de Brest n°274 et carte géologique de France au 1/1 000 000)

Au début du Tertiaire, le réseau hydrographique, est installé sur une surface d aplanissement, qui se développe à partir des régions élevées des Monts d Arrée et s écoule vers le NW par la vallée de l Aber-Ildut, via l actuelle rivière de la Penfeld (Figure 22 . L Aulne et l Elorn creusent le massif armoricain et viennent alors confluer au niveau de l embouchure de la Penfeld (inshberger, 1970 ; Fichaut 1984 ; Hallégouët, 1994).

La genèse de la rade débute réellement à la fin de l Oligocène, o‘ un cours d eau évoluant dans le goulet par érosion régressive capte les cours de l Aulne et de l Elorn. L ensemble du réseau s oriente vers l Ouest en direction de la mer d )roise. A cette même époque, s installe des cours d eau de moindre importance dans les dépressions de la presqu île de Plougastel (Figure 22). Cette évolution, perdurant jusqu au Quaternaire, s inscrit à plus grande échelle dans le flambage lithosphérique, affectant l ensemble du Massif Armoricain, avec deux stades marqués à l Oligocène inférieur correspondant à l inversion de la Manche Occidentale et au Miocène moyen correspondant au flambage alpin. Le

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creusement de la rade est amplifié par les variations eustatiques du Pléistocène (début du Quaternaire) (Bonnet al., 2000).

Au cours de chaque cycle glaciaire-interglaciaire, les enregistrements sédimentaires successifs accompagnant les variations eustatiques ont été massivement érodés à chaque bas niveau, facilités par le contexte non-subsident de la rade. Ainsi, les dépôts préservés se rapporteraient d avantage au dernier épisode interglaciaire. Le remblaiement des chenaux serait composé de galets laissés par la transgression à l Eemien M)S e 131-114 ka), de « head » würmien (MIS2 30 ka) et de vases à débris coquilliers holocènes (Morzadec-Kerfourne, 1974). Stephan (2008 , montre, à partir d une série de carottages réalisée dans trois marais différents situés en arrière de cordons littoraux, que ces derniers correspondaient à des tourbières littorales datées à 6 150 cal BP. Les conditions de sédimentation actuelles apparaitraient au cours du Sub-boréal (4 000 cal PB.). Ces études montrent que durant l (olocène, la rade passe petit à petit, d un environnement continental, à estuarien et enfin marin, mais de manière non uniforme (Fernane 2014 ; Goslin et al., 2014 ; Stéphan et al., 2014).

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II.3 Le contexte hydrodynamique

Les environnements côtiers, à la transition terre-mer, sont sujets à plusieurs agents hydrodynamiques : marée, houles et débits fluviaux.

II.3.1

Les cycles de marées