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Les réorganisations hydrographiques dans le sud du Bassin parisien : l’exemple de la Bouzanne

River diversion in the southern Paris basin: the Bouzanne example
Jean-Pierre Larue et Robert Étienne
p. 101-116

Résumés

Cette étude vise à préciser les dates, les processus, les causes et les impacts géomorphologiques des changements de cours qui se sont produits entre la Creuse et l’Indre, dans le sud du Bassin parisien. L’analyse géomorphologique et sédimentologique permet de reconstituer les paléotracés successifs et de les replacer dans le cadre tectonique local, à savoir le soulèvement de la cuesta bajocienne et du dôme de Brion. La capture de la Bouzanne, qui est datée entre 200 et 280 ka à partir des terrasses de la Creuse, est aussi due à l’érosion régressive induite par le creusement de la Creuse, plus rapide que celui de l’Indre. Les impacts géomorphologiques sont importants aussi bien dans la vallée conquérante que dans le système décapité. Ainsi, le recul des knickpoints développés suite à la capture s’est fait à des vitesses très variables en fonction de la résistance du substrat.

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Notes de la rédaction

Cet article a été reçu le 20 novembre 2006 et définitivement accepté le 21 mai 2007.

Notes de l’auteur

Remerciements
Nous remercions S. Desruelles (Université Paris 12), pour la mise au net des figures, ainsi que les deux relecteurs anonymes et S. Suanez qui ont contribué à l’amélioration du manuscrit.

Texte intégral

1Depuis que W. M. Davis (1895) a introduit la notion de capture, l’intérêt des géomorphologues pour l’étude des réorganisations hydrographiques ne s’est guère démenti. La recherche des traces morphologiques de captures (coudes de capture, vallées mortes, ruptures de pente) a été complétée par l’analyse sédimentologique des dépôts conservés, permettant de reconstituer les profils longitudinaux des paléotracés successifs (Weisrock, 1997). Les études récentes insistent sur les impacts géomorphologiques à l’amont et à l’aval des captures (Mather, 2000a et b ; Maher et al., 2007). Néanmoins, comme l’a souligné P. Bishop (1995), les processus précis des changements de cours demeurent souvent mal élucidés.

2Dans le sud du Bassin de Paris, des changements de cours affectent toutes les rivières, de l’Auron à la Creuse (fig. 1), principalement là où elles traversent la cuesta de calcaire jurassique soulevée par l’« accident sud du Bassin de Paris » (Freytet, 1988 ; Freytet et al., 1986, 1989 ; Larue, 2000, 2005, 2008). Cette constatation confirme que les captures ne sont jamais isolées, mais toujours l’expression d’un remaniement général bien plus vaste d’origine structural (Weisrock, 1997). Elles se sont produites durant tout le Quaternaire : ainsi, la migration vers l’ouest de l’Arnon remonte au Pléistocène inférieur (2 Ma à 780 ka), alors que la capture de la Marmande par le Cher s’est réalisée juste avant le remblaiement weischsélien (Larue, 2000).

Figure 1 : Les principaux changements de cours dans le sud du Bassin parisien
A) Cadre structural. B) Paléotracés au Pliocène supérieur (3,4 à 2 Ma). C) Changements de cours pléistocènes (2 Ma à10 ka)
The main hydrographic rearrangements in the southern Basin of ParisA) Structural framework. B) Upper Pliocene palaeocourses (3,4 to 2 Ma). C) Pleistocene captures (2 Ma to 10 ka)

Figure 1 : Les principaux changements de cours dans le sud du Bassin parisienA) Cadre structural. B) Paléotracés au Pliocène supérieur (3,4 à 2 Ma). C) Changements de cours pléistocènes (2 Ma à10 ka)The main hydrographic rearrangements in the southern Basin of ParisA) Structural framework. B) Upper Pliocene palaeocourses (3,4 to 2 Ma). C) Pleistocene captures (2 Ma to 10 ka)

3En utilisant la méthode morphométrique, P. Freytet (1988) et P. Freytet et al. (1986) ont montré que les déformations de la surface d’aplanissement antérieure à l’incision des cours d’eau étaient à l’origine d’importantes réorganisations hydrographiques dans le sud du Bassin parisien. Selon ces auteurs, la distension nord-sud qui a débuté vers 3 Ma (Pliocène supérieur) serait à l’origine de la déviation vers l’ouest de toutes les rivières, de l’Auron à la Creuse. Ainsi, la Bouzanne a abandonné son cours septentrional (à la place de l’Indre actuelle) pour rejoindre la Creuse et le système Vauvre-Indre-Igneraie a emprunté la cluse d’Ardentes et déposé la formation d’Ardentes (fig. 2). La distension ouest-est qui fait suite a favorisé l’ouverture des fossés nord-sud et permis à l’ancienne Bouzanne septentrionale de capturer à la sortie de la cluse d’Ardentes le système Vauvre-Indre-Igneraie pour former l’Indre actuelle. L’infléchissement de la Creuse vers l’ouest à partir de Saint-Gaultier s’explique par un ensemble de failles de direction générale N 90° dont les jeux successifs ont interrompu l’écoulement vers la Brenne, matérialisé par quelques placages alluviaux en forêt de Lancosme (Freytet et al., 1989). Cependant, les tracés exacts, la chronologie et les dates précises de ces réorganisations hydrographiques restent incertains. Aussi, les objectifs de ce travail sont-ils de préciser les dates, les processus et les causes des changements de cours entre la Creuse et l’Indre, et aussi d’analyser leurs impacts géomorphologiques.

Figure 2 : Carte de localisation des formations alluviales et des échantillons prélevés dans la région d’Ardentes
Location map of alluvial deposits and samples in the Ardentes district

Figure 2 : Carte de localisation des formations alluviales et des échantillons prélevés dans la région d’ArdentesLocation map of alluvial deposits and samples in the Ardentes district

Cadre de l’étude

4Les rivières de la bordure nord du Massif central suivent des tracés méridiens jusqu’à la limite sud de la Brenne dans la partie occidentale et jusqu’au pied de la cuesta de calcaire jurassique dans le secteur oriental. L’Arnon, l’Indre et la Bouzanne naissent sur le versant nord des hauteurs d’Aigurande, aux altitudes respectives de 475 m, 480 m et 400 m. Le Cher et la Creuse prennent leurs sources plus au sud, à des altitudes plus élevées, respectivement dans le sud de la Combraille à 720 m d’altitude, et sur le plateau de Millevaches à 860 m (tableau 1). D’importantes bifurcations vers l’ouest se produisent dans le Boischaut et au sud de la Brenne, puis les cours se divisent en deux ensembles de part et d’autre du dôme de Brion : à l’est, ils convergent vers le nord et la Sologne, alors qu’à l’ouest, ils se dirigent vers le nord-ouest et la Touraine.

Tableau 1 : Caractéristiques des cours d’eau
Rivers characteristics

Tableau 1 : Caractéristiques des cours d’eauRivers characteristics

5Ces cours d’eau ont des régimes pluvio-évaporaux océaniques avec de hautes eaux l’hiver et de basses eaux l’été. À Ardentes (697 km² de bassin), le module moyen de l’Indre est de 5,39 m3/s, les hautes eaux de février atteignent 11,40 m3/s et les basses eaux d’août 1,23 m3/s, les crues quinquennales peuvent dépasser 94 m3/s et les étiages quinquennaux descendre en dessous de 0,32 m3/s (ces données hydrologiques couvrant la période 1969-2006 proviennent de la Banque Hydro, DIREN Centre). À Velles (434 km² de bassin), le module de la Bouzanne est de 3,19 m3/s, les hautes eaux de février atteignent 7,18 m3/s et les basses eaux d’août 0,61 m3/s, les crues quinquennales peuvent dépasser 67 m3/s et les étiages quinquennaux descendre en dessous de 0,21 m3/s. Les modules spécifiques des deux cours d’eau sont presque identiques : 7,7 l/s/km² pour l’Indre qui écoule une lame d’eau de 245 mm par an et 7,4 l/s/km² pour la Bouzanne qui évacue 233 mm par an. La Creuse, qui a capturé la haute Bouzanne, est un cours d’eau plus puissant : à Scoury (3 343 km² de bassin), elle enregistre un module moyen de 36,4 m3/s et un module spécifique de 10,9 l/s/km², soit un écoulement de 344 mm par an.

6Au sud, le domaine du plateau d’Aigurande correspond à une série cristallophyllienne ployée au Dévonien en une vaste antiforme est-ouest dont l’axe est jalonné de batholites de leucogranites à deux micas. Quatre unités métamorphiques sont distinguées : celle de Fougères-Culan est constituée de micaschistes et de quartzites, celles d’Éguzon et de Dun-Gargilesse sont gneissiques et celle du Pin est migmatitique (Cohen-Julien et al., 1998). Au nord, le socle plonge lentement sous la couverture sédimentaire secondaire qui présente une structure monoclinale avec un pendage moyen de 1 % vers le nord, accentué localement par quelques failles et flexures, comme au niveau de l’« accident sud du Bassin de Paris » qui s’étire d’Ancenis à Saint-Amand-Montrond (Lorenz et Lorenz, 1985) (fig. 1 et 2). À l’ouest d’Ardentes, cet accident suit une direction sud armoricaine (N 110°) et rejoue en limite de blocs basculés depuis le Jurassique, ce qui provoque à chaque reprise une surrection du bloc septentrional (Freytet et al., 1989). Le soulèvement du dôme de Brion et la subsidence du demi-fossé d’effondrement de Velles résultent de ces mouvements tectoniques. Ces déformations et la lithologie variée, conglomérats, grès, argiles et marnes triasiques, marnes, argiles et calcaires du Jurassique inférieur et calcaires du Jurassique moyen, ont favorisé la formation de la cuesta bajocienne, bien développée au nord de Saint-Amand-Montrond. La dépression subséquente du Boischaut, entre Argenton-sur-Creuse et Saint-Amand-Montrond est dégagée dans les marnes liasiques. Des sédiments tertiaires sont conservés localement sur le socle et sur la couverture secondaire. Étalés sur une surface rendue irrégulière par l’érosion karstique des calcaires jurassiques, les dépôts de Brenne ont été datés par J.-J. Châteauneuf (1977) entre l’Yprésien et le Ludien. À la base de la formation, les galets de quartz de 10 cm de diamètre et les chailles à patine noire d’origine organique témoignent de transports à forte compétence. Les formations mio-pliocènes recouvrent parfois ces dépôts, comme dans le bassin d’angle de faille de Lys-Saint-Georges, situé plus à l’est, au sud d’Ardentes. Ce bassin de type « pull-apart » a conservé trois générations de dépôts superposés (Lorenz et al., 1985). Les premiers dépôts, issus du démantèlement des assises secondaires environnantes, sont formés de grés, d’argiles blanches à quartz et chailles à patine noire, puis d’argiles et marnes et sont antérieurs au calcaire blanc lacustre éocène supérieur qui les recouvre. Au-dessus, les argiles rouges à petits quartz de la formation des buttes de Jeu et les sables fins micacés de Tranzault témoignent d’apports lointains du socle, probablement au Miocène. Enfin, ravinant les précédents, la formation d’Ardentes à sables, graviers et galets de quartz et chailles résulte d’apports chenalisés au Pliocène supérieur (Lablanche et al., 1994), comme on en rencontre dans le bassin du Cher (Larue et Étienne, 1998).

7En Brenne, des placages d’alluvions ne dépassant pas 2 m d’épaisseur se trouvent en position culminante vers 126 m à l’ouest de Vandœuvres et à 143 m entre Vandœuvres et Buzançais (Rasplus et al., 1989a). Il s’agit de graviers et galets de quartz et de roches siliceuses emballés dans une matrice argilo-sableuse qui seraient issus de l’altération et du remaniement par ruissellement d’alluvions anciennes pouvant se raccorder aux unités Ft ou Fu (Pléistocène inférieur) conservées dans la vallée de la Creuse entre Saint-Gaultier et Le Blanc (Rasplus et al., 1989b).

Méthodes

8L’étude géomorphologique et sédimentologique des dépôts alluviaux a permis de raccorder les différentes nappes alluviales de l’amont à l’aval et ainsi de reconstituer les paléotracés successifs. Des échantillons ont été prélevés dans le lit mineur des cours actuels et dans les alluvions anciennes conservées en terrasses (fig. 2 et 3), à la faveur de coupes naturelles ou de forages à la tarière permettant d’atteindre le matériau en place. Concentrés selon la méthode densimétrique de séparation au bromoforme (Parfenoff et al., 1970), les minéraux lourds ont été déterminés au microscope optique (tableau 2). Les pourcentages de minéraux transparents ont été calculés à partir de l’analyse d’environ 200 grains.

Figure 3 : Agrandissement du secteur de capture de la Bouzanne
Enlargement of the Bouzanne capture area

Figure 3 : Agrandissement du secteur de capture de la BouzanneEnlargement of the Bouzanne capture area

Tableau 2 : Localisation et lithostratigraphie des échantillons prélevés
Location and lithostratigraphy of samples

Tableau 2 : Localisation et lithostratigraphie des échantillons prélevésLocation and lithostratigraphy of samples
et al.et al.et al.i)ii)iii)

Figure 4 : Profils longitudinaux comparés H/Ho (ratio des altitudes) et L/Lo (ratio des longueurs)
Dimensionless curves H/Ho and L/Lo (ratio of altitude and ratio of distance)

Figure 4 : Profils longitudinaux comparés H/Ho (ratio des altitudes) et L/Lo (ratio des longueurs)Dimensionless curves H/Ho and L/Lo (ratio of altitude and ratio of distance)

Résultats

9Certains minéraux lourds marqueurs permettent de reconstituer les principaux paléotracés (tableau 3, fig. 2 et 5). Ainsi, l’andalousite jalonne une gouttière que l’on peut suivre de la vallée de la Creuse (échantillon 104, au sud d’Éguzon), à celle de l’Arnon (échantillons 32 et 33, à Reuilly), en passant par la butte de Gravelle (échantillon 80), le bassin de Lys-Saint-Georges et la région d’Ardentes (échantillon 26).

Tableau 3 : Composition en minéraux lourds des échantillons localisés sur les figures 2 et 3 et sur le tableau 2
Heavy minerals composition on samples located on figures 2 and 3 and on table 2

Tableau 3 : Composition en minéraux lourds des échantillons localisés sur les figures 2 et 3 et sur le tableau 2Heavy minerals composition on samples located on figures 2 and 3 and on table 2

Figure 5 : Composition en minéraux lourds des différentes formations alluviales
Composition in heavy minerals of each alluvial formation

Figure 5 : Composition en minéraux lourds des différentes formations alluvialesComposition in heavy minerals of each alluvial formation

10Les apports de la haute Bouzanne et de la haute Indre se distinguent par une composition en minéraux lourds sensiblement différente. Les cours d’eau principaux du bassin amont de la Bouzanne (Auzon, Gourdon et Bouzanne) sont caractérisés par la relative abondance de la hornblende et du disthène et par une teneur en almandin inférieure à 40 % (échantillons 181, 183 et 184), alors que ceux du bassin amont de l’Indre (Taissonne, Vauvre et Indre) sont plus riches en almandin (toujours plus de 60 % dans les échantillons 51 et 160). Les alluvions Fw (Saalien) de la vallée de l’Indre, entre Ardentes et Châteauroux (échantillon 188), ont une composition assez semblable à celle de la haute Bouzanne : elles se sont donc accumulées avant la réalisation de la capture. Dans la vallée de la Creuse, l’étagement des terrasses permet de préciser la date de cette dernière. Avant la capture, les alluvions de la Creuse ne renferment que très peu d’almandin (par exemple, 4 % dans le niveau Fv (Elstérien ?) de Saint-Gaultier, échantillon 175), après cette dernière la teneur en almandin augmente brutalement (30 % dans la moyenne terrasse Fw de Scoury, échantillon 177). La capture s’est donc produite au début de l’accumulation de la nappe Fw qui a été datée entre 200 et 280 ka par la méthode de résonance paramagnétique électronique (Despriée et al., 2004).

11Les profils longitudinaux de l’Indre, de la Bouzanne, du Gourdon et de l’interfluve Bouzanne-Indre (fig. 6) indiquent que, près du coude de la capture, le réseau de la Bouzanne est situé 16 m en contrebas de celui de l’Indre et que le lit de la Bouzanne anté-capture est maintenant perché 25 m au-dessus du cours actuel. La ligne de partage des eaux entre l’Indre et la Bouzanne suit un tracé sinueux et atteint 178 m dans les trois vallées fossiles qui se raccordent à la moyenne terrasse de l’Indre (fig. 3). Aucun témoin alluvial n’a été trouvé en place dans ces vallées fossiles, toutefois, le grand nombre d’espèces minérales observé dans l’échantillon 187 suggère un passage fluvial. À une distance égale des sources, la Bouzanne est située à une altitude toujours plus basse que l’Indre et le différentiel augmente vers l’aval : 50 m à 29 km (confluence Bouzanne-Gourdon et La Châtre), 60 m à 60 km.

Figure 6 : Profils longitudinaux de l’Indre, de la Bouzanne, du Gourdon et de l’interfluve Bouzanne-Indre dans la zone de capture
Longitudinal profiles of the Indre, Bouzanne and Gourdon rivers and of the Bouzanne-Indre interfluve in the capture zone

Figure 6 : Profils longitudinaux de l’Indre, de la Bouzanne, du Gourdon et de l’interfluve Bouzanne-Indre dans la zone de captureLongitudinal profiles of the Indre, Bouzanne and Gourdon rivers and of the Bouzanne-Indre interfluve in the capture zone

12Les indices de concavité diminuent d’est en ouest, de l’Indre (0,72) au Creusançais (0,35), en passant par le Gourdon (0,59) et la Bouzanne amont (0,48). Le graphique adimentionnel souligne bien ces différences de concavité et révèle les principales anomalies de pente (fig. 4). De l’amont à l’aval, la Bouzanne présente 4 principales ruptures de pente (fig. 2 et 7) : la première se développe dans le socle sur 1,3 km, entre 260 et 240 m, la pente atteint 15,4 ‰ (indice SL = 163) ; la seconde se situe 6,5 km en amont de la confluence avec le Gourdon, dans le Toarcien marneux, elle mesure 1,8 km avec une pente de 5,6 ‰ et un indice SL de 120 ; la troisième, longue de 2,5 km, correspond aux méandres localisés entre 150 et 140 m dans le calcaire bajocien (3,7 ‰ de pente et indice SL = 114) ; la dernière se trouve dans les calcaires récifaux bajociens juste avant la confluence de la Creuse à 90 m (sur 2 km, la pente atteint 5,8 ‰ et l’indice SL, 343). Sur le Gourdon, les ruptures de pente sont moins longues et moins prononcées : les indices SL se tiennent entre 72 et 90 (fig. 2). Deux ruptures de pente accidentent l’Indre de part et d’autre de la cuesta bajocienne (indices SL = 112 et 128).

Figure 7 : Les ruptures de pente du profil de la Bouzanne. Pentes et indices SL (d’après Keller et Pinter, 1996)
The Bouzanne knickzones. Gradients and SL index (after Keller and Pinter, 1996)

Figure 7 : Les ruptures de pente du profil de la Bouzanne. Pentes et indices SL (d’après Keller et Pinter, 1996)The Bouzanne knickzones. Gradients and SL index (after Keller and Pinter, 1996)

Interprétations

Les paléotracés du Pliocène supérieur

13L’unité de Fougères constituant la principale source d’andalousite, il convient d’admettre que les formations de la région d’Ardentes ont été alimentées par les flux venant de l’axe de la Creuse. En effet, les dépôts situés près de La Châtre (échantillon 19), qui jalonnent un paléotracé du Pliocène supérieur, ne renferment que très peu d’andalousite. Le cône d’épandage d’Ardentes, qui renferme des cryoturbations fossilisées par la partie supérieure de la formation (Freytet et al., 1986), a été placé dans le Pléistocène inférieur par J.-C. Yvard (1978), ce qui est en accord avec les datations R.P.E. (1,7 Ma) obtenues pour le lambeau du Pin (Despriée et al., 2004). Cependant ces formations ressemblent beaucoup à celles trouvées plus à l’ouest dans les gouttières de l’Arnon et du Cher et datées du Pliocène supérieur (3,4 à 2 Ma) par la présence de minéraux montdoriens (Larue et Étienne, 1998). En outre, le Pliocène supérieur a aussi enregistré des épisodes froids (Prétiglien) pouvant expliquer la présence de figures périglaciaires dans les dépôts. Il est possible que la forte altération de ces formations ait pu rajeunir les datations R.P.E., comme J. Despriée et al. (2004) l’ont d’ailleurs montré pour la nappe de 90 à 110 m d’altitude relative. Cet écoulement peu chenalisé a été interrompu par une phase de soulèvement de l’« accident sud du Bassin de Paris » qui a contraint la Creuse à traverser la Brenne selon le paléo-tracé 2 qui atteint la région de Buzançais. Les minéraux lourds des alluvions résiduelles conservées sur ce tracé (échantillon 194) indiquent des apports de la Creuse (andalousite, staurotide, disthène). Cet écoulement a été de courte durée, car la poursuite du soulèvement est à l’origine de la bifurcation vers l’ouest des principaux cours d’eau traversant la cuesta et cela dès le début de l’incision pléistocène.

Les causes et les impacts géomorphologiques de la capture pléistocène de la Bouzanne

14Les vallées fossiles (windgaps) témoignant de la capture de la Bouzanne se raccordent à la moyenne terrasse de l’Indre, ce qui suggère un soulèvement de l’« accident sud du Bassin de Paris » d’une quinzaine de mètres depuis l’abandon de la vallée. Cette surrection a conduit à des défluviations rendues possibles par le faible encaissement des vallées et par la faible résistance du substrat. Ainsi, le Gourdon, qui rejoignait l’Indre, a été dévié vers le cours S-N de la Bouzanne (fig. 2 et 3). Ensuite, l’écoulement s’est déversé vers la Bouzanne inférieure qui s’était rapprochée de la zone de défluviation grâce à la progression de l’incision régressive induite par le bas niveau de base constitué par la Creuse. Malgré des puissances fluviales supposées semblables, l’Indre et la Bouzanne ont réagi différemment au soulèvement de l’« accident sud du Bassin de Paris ». L’Indre, en réduisant la largeur de son lit dans le calcaire, a conservé une puissance spécifique suffisante pour que l’incision compense le soulèvement. En effet, la réduction de la largeur du lit permet aux cours d’eau de se maintenir dans une zone en surrection (Whittaker et al., 2007). En revanche, le creusement de la Bouzanne a été ralenti par l’abondance de la charge fournie par les dépôts détritiques tertiaires du bassin de Lys-Saint-Georges qu’elle devait traverser : les formes de défluviation conservées près de la ligne de partage des eaux actuelle (fig. 3) témoignent de lits larges à chenaux tressés qui traduisent une diminution de la puissance spécifique de l’écoulement.

15On peut supposer que l’érosion régressive induite par la Creuse s’est propagée vers l’amont sur la Bouzanne et le Gourdon. Bien que la précision des cartes topographiques au 1/25 000 ne soit que de 5 m, le relevé de la position des knickpoints indique, qu’en 200 ka, la progression vers l’amont a été de 6 km environ, soit une vitesse de 3 cm/an, dans des roches tendres : argiles sableuses éocènes et marnes et argiles toarciennes (Lorenz et al., 1985 ; Lorenz et al., 1990). En revanche, dans les roches résistantes du Bajocien, le recul des ruptures de pente apparaît très lent et non mesurable (troisième et quatrième ruptures sur la Bouzanne). Comme l’ont montré P. Bishop et al. (2005), la vitesse de recul des knickpoints est aussi contrôlée par la puissance fluviale qui augmente avec la taille des bassins versants amont. En Espagne du sud, A. F. García et al. (2004) indiquent des vitesses semblables de 2,6 à 3,4 cm/an entre 303 ka et 3,5 ka sur le Rio Andarax. L’incision initiée par le niveau de base formé par la Creuse explique aussi les différences de concavité d’est en ouest : plus proche de la Creuse, le Creusançais a une faible concavité car il doit plus creuser que les cours d’eau plus éloignés pour atteindre un profil régularisé.

16La vallée conquérante a subi une morphogenèse active depuis la capture, parce que le bassin amont s’est brutalement agrandi et que la pente forte située au point de capture a stimulé l’incision régressive. Au NW de Jeu-les-Bois, la Bouzanne a développé deux beaux méandres encaissés, de 700 m de longueur d’onde et d’amplitude, dans les dépôts éocènes mais aussi dans le substrat bajocien résistant formé de calcaire à entroques et silex. Ce secteur correspond à une knickzone (SL = 114) et les alluvions Fx (Weischsélien) peu épaisses forment une terrasse étagée par rapport à la plaine alluviale. À l’aval, dans le bassin d’Arthon-Velles, l’accumulation d’alluvions sablo-caillouteuses donne une vaste terrasse Fx qui domine la plaine alluviale d’une dizaine de mètres, mais les nappes sont ici emboîtées. Près de la confluence avec la Creuse, la pente augmente à nouveau (SL = 342), trois méandres encaissés de 1 000 m de longueur d’onde et de 900 m d’amplitude sont sculptés dans les calcaires récifaux sous-jacents aux dépôts sableux éocènes et les alluvions anciennes ne sont pas conservées.

17Le bassin supérieur de l’Indre a été décapité par la capture, il a perdu presque la moitié de sa superficie (bassin supérieur de la Bouzanne actuelle), ce qui a eu des conséquences sur la dynamique fluviale du secteur aval. Avec un débit réduit de moitié, l’Indre a perdu une partie de sa puissance érosive, si bien que l’incision suivant le remblaiement de la nappe Fw n’a pu atteindre le substrat. Il en résulte que les alluvions weichséliennes de l’accumulation suivante sont emboîtées dans celles de la nappe Fw saalienne (Debrand-Passard, 1972 ; Rasplus et al., 1989a), alors qu’elles sont étagées dans les autres vallées, la Creuse par exemple (Cohen-Julien et al., 1998). Les alluvions weichséliennes essentiellement sableuses sont aussi moins grossières que les précédentes qui sont plus caillouteuses. En analysant une situation semblable dans le Sud-Est espagnol, E. Maher et al. (2007) ont montré que la capture du Rio Alias s’était accompagnée d’une réduction de la taille des sédiments et d’une modification du style morphodynamique du cours d’eau décapité.

Conclusion

18En couplant les analyses géomorphologique et sédimentologique (en particulier l’étude des minéraux lourds), il est possible de reconstituer les principaux paléoflux au cours du temps. Au Pliocène supérieur et au Pléistocène, des captures fluviatiles se sont produites dans le sud du Bassin parisien à la suite du rejeu d’accidents tectoniques tels que le dôme de Brion et l’« accident sud du Bassin de Paris », mais aussi en fonction de l’évolution du creusement des systèmes fluviaux. Plus faiblement encaissée que la Creuse, l’Indre a ainsi été décapitée par la capture des réseaux de la Petite Creuse, puis de la Bouzanne. Cette dernière capture, datée entre 200 et 280 ka à partir des terrasses de la Creuse, est donc plus récente que le pensaient P. Freytet et al. (1986). Elle montre que les impacts géomorphologiques sont importants aussi bien dans la vallée conquérante que dans le système décapité. Le recul des knickpoints développés suite à la capture s’est fait à des vitesses très variables en fonction de la résistance du substrat : 3 cm par an dans le Lias tendre et recul insignifiant dans les calcaires résistants du Bajocien. Ces ruptures de pente sont des anomalies très intéressantes à étudier car elles conservent bien les discontinuités du creusement provoquées par la tectonique et les fluctuations des niveaux de base relatifs. En outre, le maintien des cours d’eau dans une zone en soulèvement ne dépend pas seulement de la puissance fluviale, mais aussi de la lithologie qui contrôle la charge solide et la morphologie du lit.

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Bibliographie

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Table des illustrations

Titre Figure 1 : Les principaux changements de cours dans le sud du Bassin parisienA) Cadre structural. B) Paléotracés au Pliocène supérieur (3,4 à 2 Ma). C) Changements de cours pléistocènes (2 Ma à10 ka)The main hydrographic rearrangements in the southern Basin of ParisA) Structural framework. B) Upper Pliocene palaeocourses (3,4 to 2 Ma). C) Pleistocene captures (2 Ma to 10 ka)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 932k
Titre Figure 2 : Carte de localisation des formations alluviales et des échantillons prélevés dans la région d’ArdentesLocation map of alluvial deposits and samples in the Ardentes district
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 848k
Titre Tableau 1 : Caractéristiques des cours d’eauRivers characteristics
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 132k
Titre Figure 3 : Agrandissement du secteur de capture de la BouzanneEnlargement of the Bouzanne capture area
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-4.png
Fichier image/png, 130k
Titre Tableau 2 : Localisation et lithostratigraphie des échantillons prélevésLocation and lithostratigraphy of samples
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 460k
Titre Figure 4 : Profils longitudinaux comparés H/Ho (ratio des altitudes) et L/Lo (ratio des longueurs)Dimensionless curves H/Ho and L/Lo (ratio of altitude and ratio of distance)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-6.png
Fichier image/png, 30k
Titre Tableau 3 : Composition en minéraux lourds des échantillons localisés sur les figures 2 et 3 et sur le tableau 2Heavy minerals composition on samples located on figures 2 and 3 and on table 2
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 420k
Titre Figure 5 : Composition en minéraux lourds des différentes formations alluvialesComposition in heavy minerals of each alluvial formation
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-8.png
Fichier image/png, 17k
Titre Figure 6 : Profils longitudinaux de l’Indre, de la Bouzanne, du Gourdon et de l’interfluve Bouzanne-Indre dans la zone de captureLongitudinal profiles of the Indre, Bouzanne and Gourdon rivers and of the Bouzanne-Indre interfluve in the capture zone
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-9.png
Fichier image/png, 23k
Titre Figure 7 : Les ruptures de pente du profil de la Bouzanne. Pentes et indices SL (d’après Keller et Pinter, 1996)The Bouzanne knickzones. Gradients and SL index (after Keller and Pinter, 1996)
URL http://norois.revues.org/docannexe/image/1384/img-10.png
Fichier image/png, 25k
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-Pierre Larue et Robert Étienne, « Les réorganisations hydrographiques dans le sud du Bassin parisien : l’exemple de la Bouzanne », Norois, 205 | 2007, 101-116.

Référence électronique

Jean-Pierre Larue et Robert Étienne, « Les réorganisations hydrographiques dans le sud du Bassin parisien : l’exemple de la Bouzanne », Norois [En ligne], 205 | 2007/4, mis en ligne le 01 décembre 2009, consulté le 30 avril 2017. URL : http://norois.revues.org/1384 ; DOI : 10.4000/norois.1384

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Auteurs

Jean-Pierre Larue

Géodynamique des milieux naturels et de l’environnement, Université Paris 12 - Val de Marne, 61 avenue du Général de Gaulle, 94 010 Créteil cedex, France,
larue@univ-paris12.fr

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Robert Étienne

Laboratoire rhodanien de géomorphologie, Université Lumière Lyon 2, 5 avenue Pierre-Mendès-France, 69 676 Bron cedex, France.

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