Figure 1. Le ruisseau Cawston près de Keremeos, en Colombie-Britannique. La ligne bleue montre l’étendue du bassin versant. La ligne rouge en pointillés est le bassin de drainage d’un de ses affluents.
Un cours d’eau est une masse d’eau de surface courante de n’importe quelle taille, allant d’un minuscule filet d’eau à une puissante rivière. La zone à partir de laquelle l’eau s’écoule pour former un cours d’eau est appelée son bassin versant. Parfois, on l’appelle aussi bassin versant ou bassin hydrographique. Toutes les précipitations (pluie ou neige) qui tombent dans un bassin versant finissent par se déverser dans son cours d’eau, à moins qu’une partie de cette eau ne parvienne à passer dans un bassin versant adjacent par l’intermédiaire de la nappe phréatique. Un exemple de bassin versant est illustré à la figure 1.Le réseau de cours d’eau à l’intérieur d’un bassin versant spécifique est appelé réseau de drainage.
L’aire de drainage d’un cours d’eau englobe toutes les terres à partir desquelles le ruissellement de surface s’écoule dans ce cours d’eau. Les limites entre les aires de drainage des cours d’eau sont appelées des lignes de partage des eaux. Ci-dessous, un rendu par ordinateur du modèle numérique d’élévation(couleurs marron foncé – hautes élévations, vert clair – basses élévations) et du bassin versant (en vert).
Voir l’exemple des bassins versants et des affluents de l’Atlas du bassin du lac Champlain:
Modèles de bassins versants
Le modèle des affluents dans un bassin versant dépend largement du type de roche sous-jacente et des structures dans cette roche (plis, fractures, failles, etc.). Les trois principaux types de schémas de drainage sont illustrés dans la figure 3. Les modèles dendritiques, qui sont de loin les plus courants, se développent dans des zones où la roche (ou le matériau non consolidé) sous le cours d’eau n’a pas de structure particulière et peut être érodée aussi facilement dans toutes les directions. Le granite, le gneiss, la roche volcanique et la roche sédimentaire qui n’a pas été pliée en sont des exemples. La plupart des régions de la Colombie-Britannique présentent des configurations dendritiques, tout comme la plupart des régions des Prairies et du Bouclier canadien. Les configurations de drainage en treillis se développent généralement là où les roches sédimentaires ont été pliées ou inclinées, puis érodées à divers degrés selon leur résistance. Les montagnes Rocheuses de la Colombie-Britannique et de l’Alberta en sont un bon exemple, et de nombreux systèmes de drainage dans les Rocheuses présentent des configurations en treillis. Les configurations rectangulaires se développent dans les zones qui ont très peu de topographie et un système de plans de litage, de fractures ou de failles qui forment un réseau rectangulaire. Les configurations de drainage rectangulaires sont rares au Canada.
Figure 3. Modèles typiques de drainage de cours d’eau dendritiques, en treillis et rectangulaires.
Dans de nombreuses régions du Canada, en particulier dans les zones relativement plates où l’on trouve d’épais sédiments glaciaires, et dans une grande partie du Bouclier canadien dans l’est et le centre du pays, les schémas de drainage sont chaotiques, ou ce que l’on appelle des dérangements (figure 4, à gauche). Les lacs et les zones humides sont courants dans ce type d’environnement. Un quatrième type de schéma de drainage, qui n’est pas spécifique à un bassin hydrographique, est connu sous le nom de radial (figure 4, à droite). Les modèles radiaux se forment autour de montagnes isolées (comme les volcans) ou de collines, et les cours d’eau individuels ont généralement des modèles de drainage dendritiques.
Figure 4. A gauche : un modèle déréglé typique ; à droite : un modèle de drainage radial typique développé autour d’une montagne ou d’une colline.
Profils longitudinaux de cours d’eau
Les profils longitudinaux sont des tracés de l’élévation en fonction de la distance entre l’embouchure du cours d’eau et les tronçons supérieurs dans le bassin versant. Ils permettent d’établir la relation entre la pente et la distance entre le cours supérieur et le cours inférieur. La pente ou le gradient peut être mesuré en degré ou en pourcentage (montée sur descente). Vous trouverez ci-dessous un exemple de profil longitudinal de cours d’eau pour le ruisseau Cawston.
Le ruisseau Cawston est un petit bassin versant typique (environ 25 km2) situé dans une vallée glaciaire très abrupte. Comme le montre la figure 2, les parties supérieure et médiane du ruisseau présentent des gradients abrupts (en moyenne environ 200 m/km mais allant de 100 à 350 m/km), et la partie inférieure, dans la vallée de la rivière Similkameen, est relativement plate (<5 m/km). La forme de la vallée a d’abord été contrôlée par le soulèvement tectonique (lié à la convergence des plaques), puis par l’érosion fluviale et le glissement de masse préglaciaire, puis par plusieurs épisodes d’érosion glaciaire, et enfin par l’érosion fluviale postglaciaire. L’élévation la plus basse du ruisseau Cawston (275 m à la rivière Similkameen) constitue son niveau de base. Le ruisseau Cawston ne peut pas s’éroder en dessous de ce niveau à moins que la rivière Similkameen ne s’érode plus profondément dans sa plaine d’inondation (la zone qui est inondée pendant une crue).
Figure 2. Profil du bras principal du ruisseau Cawston près de Keremeos, en Colombie-Britannique. L’altitude maximale du bassin versant est d’environ 1 840 m, près du mont Kobau. Le niveau de base est de 275 m, au niveau de la rivière Similkameen. Comme on le voit, le gradient du cours d’eau peut être déterminé en divisant le changement d’élévation entre deux points quelconques (élévation) par la distance entre ces deux points (course).
Le profil du ruisseau Kawston présente plusieurs niveaux de gradient le long de son profil. Par exemple, il y a différents gradients entre 8,4 et 10 km, 3 et 5 km. Cela signifie que l’érosion de surface n’a pas encore nivelé ou nivelé le ruisseau Cawston ; c’est pourquoi on l’appelle un cours d’eau non dégradé.
Au cours des temps géologiques, un cours d’eau érodera son bassin de drainage en un profil lisse semblable à celui de la figure 5. Si nous comparons ce profil à celui d’un cours d’eau non dégradé comme le ruisseau Cawston (figure 1), nous pouvons constater que les cours d’eau dégradés sont plus abrupts dans leur cours supérieur et que leur gradient diminue progressivement vers leur embouchure. Les cours d’eau non classés ont des sections abruptes à divers endroits et présentent généralement des rapides et des chutes à de nombreux endroits sur leur longueur.
Figure 5. Le profil topographique d’un cours d’eau dégradé typique.
Influence des mouvements tectoniques sur les cours d’eau
Figure 6. Un exemple de changement du niveau de base d’un petit cours d’eau qui se jette dans la rivière Similkameen près de Keremeos. Le niveau de base précédent était près du sommet du banc de sable. Le niveau de base actuel est la rivière.
Un cours d’eau classé peut devenir non classé s’il y a un nouveau soulèvement tectonique, ou s’il y a un changement dans le niveau de base, soit à cause du soulèvement tectonique, soit pour une autre raison. Comme il a été mentionné précédemment, le niveau de base du ruisseau Cawston est défini par le niveau de la rivière Similkameen, mais cela peut changer, et l’a fait dans le passé. La figure 6 montre la vallée de la rivière Similkameen dans la région de Keremeos. Le canal de la rivière se trouve juste au-delà de la rangée d’arbres. Le champ vert au loin repose sur des matériaux érodés par les collines situées derrière et déposés par un petit ruisseau (pas le ruisseau Cawston) adjacent à la rivière Similkameen lorsque son niveau était plus élevé qu’aujourd’hui. À un moment donné, au cours des derniers siècles, la rivière Similkameen a érodé ces dépôts (formant la berge abrupte de l’autre côté de la rivière), et le niveau de base du petit ruisseau a été abaissé d’environ 10 m. Au cours des prochains siècles, ce ruisseau cherchera à redevenir nivelé en érodant son propre éventail alluvial.
Un autre exemple de changement de niveau de base peut être observé le long de la piste Juan de Fuca, dans le sud-ouest de l’île de Vancouver. Comme le montre la figure 7, de nombreux petits ruisseaux le long de cette partie de la côte se jettent dans l’océan sous forme de chutes d’eau. Il est évident que les terres de cette région se sont élevées d’environ 5 m au cours des derniers milliers d’années, probablement en réponse à la déglaciation. Les cours d’eau qui se jetaient directement dans l’océan ont maintenant beaucoup de descentes à faire pour être reclassés.
Figure 7. Deux ruisseaux dont le niveau de base a été abaissé sur la piste Juan de Fuca, au sud-ouest de l’île de Vancouver.
L’océan est le niveau de base ultime, mais les lacs et autres rivières servent de niveau de base pour de nombreux cours d’eau plus petits.
Figure 9. Terrasses sur le fleuve Fraser à High Bar.
Les sédiments s’accumulent dans la plaine d’inondation d’un cours d’eau, puis, si le niveau de base change, ou s’il y a moins de sédiments à déposer, le cours d’eau peut entailler ces sédiments existants pour former des terrasses. Une terrasse sur la rivière Similkameen est illustrée à la figure 6 et certaines sur le fleuve Fraser sont illustrées à la figure 9. La photo du fleuve Fraser montre au moins deux niveaux de terrasses.
À la fin du XIXe siècle, le géologue américain William Davis a proposé que les cours d’eau et le terrain environnant se développent dans un cycle d’érosion (figure 10). Après un soulèvement tectonique, les cours d’eau s’érodent rapidement, développant des vallées profondes en forme de V qui ont tendance à suivre des trajectoires relativement droites. Les gradients sont élevés et les profils sont non dégradés. Les rapides et les chutes d’eau sont fréquents. Au cours de la phase de maturité, les cours d’eau érodent des vallées plus larges et commencent à déposer d’épaisses couches de sédiments. Les gradients sont lentement réduits et la granulométrie augmente. Au stade de la vieillesse, les cours d’eau sont entourés de collines ondulées et ils occupent de larges vallées remplies de sédiments. Les méandres sont courants.
Figure 10. Une représentation du cycle d’érosion de Davis : a : stade initial, b : stade jeune, c : stade mature, et d : vieillesse.
Les travaux de Davis ont été réalisés bien avant l’idée de la tectonique des plaques, et il ne connaissait pas les impacts de l’érosion glaciaire sur les cours d’eau et leurs environnements. Bien que certaines parties de sa théorie soient dépassées, elle constitue toujours un moyen utile de comprendre les cours d’eau et leur évolution.