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Les obstacles à l’encaissement des vallées supérieures : l’exemple des bassins de la Petite Creuse et du Cher supérieur (nord du Massif central, France)

  • Jean-Pierre Larue

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  • Jean-Pierre Larue
    Géodynamique des milieux naturels et de l'environnement, Université de Paris XII-Val de Marne, 94010 Créteil Cedex, France
    larue@univ-paris12.fr

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Introduction

L'encaissement des cours d’eau est un phénomène géomorphologique majeur, mais aussi, complexe, qui a été constaté aussi bien dans les massifs anciens que dans les bassins sédimentaires de l’Europe du nord-ouest (Veldkamp, 1992 ; Antoine, 1994 ; Lefebvre et al., 1994 ; Van den Berg, 1996 ; Maddy, 1997 ; Veldkamp et Van Dijke, 1998 ; Larue, 2003). La plupart des auteurs (Wyns, 1977 ; Pomerol, 1978 ; Veldkamp, 1991 ; Lefebvre et al., 1994) admettent un soulèvement régulier pour justifier l’approfondissement progressif des vallées au cours du Pléistocène, mais font appel au climat pour expliquer les phases de creusement et celles d'accumulation.

Les relations entre la tectonique et l’incision restent incertaines. Si Bull (1990), Merritts et al. (1994) et Bonnet et al. (1998) pensent que les deux phénomènes sont simultanés et que la mesure de la profondeur des vallées permet d'évaluer l'ampleur du soulèvement continental, d’autres chercheurs, comme Pazzaglia et al. (1998) et Weissel et Seidl (1998), estiment qu’un temps de réponse important existe entre le soulèvement et le creusement. Étant contrôlée par les conditions climatiques, l’incision est un phénomène discontinu dans le temps, qui ne se produit que lors de courtes périodes favorables : au début et à la fin des phases froides du Pléistocène (Larue, 2003).

Les mécanismes du creusement sont relativement bien connus. Le creusement s’effectue par abrasion mécanique, par altération physico-chimique, par cavitation ou par mouvements de masse (Whipple et al., 2000). Il dépend donc de la puissance fluviale, qui contrôle le flux de la charge de fond et varie longitudinalement en fonction de la pente et du débit, et à l’inverse de la largeur (Knighton, 1999 ; Petit et al., 2000 ; Schmitt et al., 2001), mais aussi des conditions climatiques et de la lithologie. L’hétérogénéité structurale, les phénomènes volcaniques et les réorganisations hydrographiques peuvent localement modifier les conditions de l’incision.

L’incision varie selon la taille des cours d’eau et aussi, pour le même cours d’eau, de l’amont à l’aval. Résultant de l’interaction entre l’incision fluviale, la tectonique et la lithologie (Sklar et Dietrich, 1998 ; Snyder et al., 2000 ; Kirby et Whipple, 2001 ; Brocard, 2003), le profil longitudinal tend à atteindre l’équilibre dynamique, qui se traduit par une forme concave plus ou moins régulière. Or, les profils des vallées supérieures présentent souvent des ruptures de pente qui peuvent s’expliquer, soit par un contact lithologique, soit par une confluence qui augmente la puissance érosive du cours d’eau, soit par un soulèvement à l’amont d’une faille active, ou encore, par un abaissement du niveau de base à l’aval qui favorise l’érosion régressive. Ces ruptures de pente peuvent témoigner de difficultés du creusement, comme l’étude des bassins de la Petite Creuse et du Cher supérieur nous en donne de nombreux exemples. Souvent peu encaissées, les vallées supérieures ne rendent pas compte du soulèvement, mais seulement des fluctuations climatiques récentes (Starkel, 1999, 2003). Aussi la mesure de l’incision verticale des cours d'eau telle que l’ont réalisée Bonnet et al. (1998) ne peut-elle rendre compte du soulèvement récent dans les vallées supérieures de la bordure nord-ouest du Massif central.

Cadre de l’étude

En offrant une structure faillée, une grande variété lithologique et des mouvements tectoniques différentiels certains (Freytet et al., 1985 ; Larue, 2000), la bordure nord-ouest du Massif central est un terrain favorable à l’étude des profils longitudinaux et des ruptures de pente accidentant les cours d’eau des bassins du Cher supérieur et de la Petite Creuse.

Longue de 60 km, la Petite Creuse prend sa source dans les Monts de la Marche, au SO du Signal de l’Age, qui culmine à 570 m d’altitude (fig. 1 et tabl. I). Elle s’écoule d’est en ouest, entre les Monts de la Marche, au sud, et les hauteurs d’Aigurande, au nord, avant de confluer avec la Creuse à 202 m d’altitude. Après avoir drainé l’alvéole de Soumans, développée dans les granites à gros grains de Chanon, et traversé le bassin tertiaire de Lavaufranche, elle s’encaisse en gorges dans les migmatites de Boussac, avant de déboucher dans le bassin tertiaire de Genouillac (Cohen-Julien et al., 1989, 1991 ; Quenardel et al., 1991). Dans le secteur de Boussac, elle décrit des méandres encaissés de 250 m de longueur d’onde et de 300 m d’amplitude (fig. 2). Plus en aval, des méandres encaissés de plus d’un kilomètre de longueur d’onde et d’amplitude se développent dans les gneiss du secteur de Malval, puis dans le granite de Chéniers. Parallèles entre eux et d’une longueur subégale (entre 8 et 10 km), les affluents incisent de manière symétrique le versant sud de l’axe d’Aigurande et le versant nord des Monts de la Marche. Seul le Verraux, long de 26,25 km, traverse les Monts de la Marche sans décrire de méandres ; plus long et encaissé que la Petite Creuse, il peut être considéré comme le cours principal.

Drainant un bassin versant de 850 km2 formé surtout de roches cristallines et métamorphiques imperméables, la Petite Creuse a un régime pluvio-évaporal océanique très peu pondéré : le débit moyen de 8,82 m3/s masque un maximum mensuel de 18,1 m3/ s en février, et un minimum de 2,38 m3/s en août (rapport de 7,6 à 1), les extrêmes allant de 185 m3/s à 0,020 m3/s.

Nés dans le sud de la Combraille, respectivement à 720 m et à 768 m d’altitude, le Cher, et son principal affluent, la Tardes, suivent une direction subméridienne (fig. 3). Plus longue que le Cher (41 km), la Tardes (64,5 km) apparaît comme le cours principal. Les pentes fortes et un substrat cristallin imperméable expliquent la très faible pondération des régimes : les étiages atteignent le stade d’assèchement. Affluent de la Tardes, la Voueize traverse le petit bassin tertiaire de Gouzon, avant de s’encaisser en gorges jusqu’à la confluence. À l’aval, dans le bassin tertiaire de Montluçon, les affluents de rive gauche (Vernoële, Magieure et Queugne) sont plus longs que ceux de rive droite, excepté l’Aumance.

Affluent de rive droite du Cher de 47 km de longueur, l’Aumance naît sur le horst cristallin du Montet, vers 440 m d’altitude, traverse le bassin tertiaire de Cosne-d’Allier, puis s’encaisse en gorges dans le horst de Hérisson–Forêt de Tronçais avant de confluer avec le Cher, à 164 m d’altitude (Turland et al., 1990). Trois méandres encaissés de 1 km de longueur d’onde et de 500 m d’amplitude existent dans le secteur de Hérisson (fig. 4). Le régime apparaît très irrégulier : à Hérisson (bassin versant de 928 km2), le rapport des modules moyens mensuels extrêmes varie de 1 à 12 (1,34 m3/s en septembre et 16,5 m3/s en février).

Figure 1

Carte morphostructurale du bassin de la Petite Creuse et localisation des ruptures de pente.

Morphostructural map of the Petite Creuse basin and location of the knickpoints.

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Tableau I

Caractéristiques hydrologiques (d’après l’Agence de Bassin Loire-Bretagne)

Caractéristiques hydrologiques (d’après l’Agence de Bassin Loire-Bretagne)

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Figure 2

Carte morphostructurale du secteur de Boussac (le cercle quadrillé indique l’espace urbanisé).

Morphostructural map of the Boussac district (the grid pattern indicates the urbanized area).

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Figure 3

Carte morphostructurale du bassin supérieur du Cher et localisation des ruptures de pente.

Morphostructural map of the Cher upper basin and location of the knickpoints.

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Figure 4

Carte morphostructurale du bassin de l’Aumance et localisation des ruptures de pente.

Morphostructural map of the Aumance basin and location of the knickpoints.

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Méthodes

Les profils longitudinaux de 32 cours d'eau actuels ont été construits à partir des cartes topographiques IGN (Institut Géographique National) à 1/25 000, en utilisant les points cotés et l’altitude de chaque isohypse recoupant le talweg. L’équidistance des courbes de 5 m permet d’obtenir des profils suffisamment précis pour déceler les variations de pente et les principales ruptures de pente. Le tableau II recense ces cours d’eau en les classant en trois sous-bassins (Cher supérieur, Aumance et Petite Creuse) et en fournissant quelques données morphométriques (longueur, altitude des sources, pente moyenne réelle, pente calculée d’après l’équation liant longueur et pente). La figure 5 représente les profils longitudinaux des trois principaux cours d’eau et de leurs affluents.

Tableau II

Caractéristiques des profils longitudinaux

Caractéristiques des profils longitudinaux
1.

dénivellation en mètres par rapport à la droite du profil d’équilibre

2.

d’après l’équation de la figure 4

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Figure 5

Profils longitudinaux A) du Cher et de ses affluents, B) de l’Aumance et de ses affluents, et C) de la Petite Creuse et de ses affluents.

Longitudinal profiles: A) the Cher and its tributaries, B) the Aumance and its tributaries, and C) the Petite Creuse and its tributaries.

A

Cher

Cher

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B

Aumance

Aumance

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C

Petite Creuse

Petite Creuse

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Pour une même pente, la forme du profil peut varier : pour évaluer et comparer les concavités, nous avons utilisé l’indice de concavité de Langbein (1964) : IC = 2A/H, où A est la différence d’altitude entre le profil à mi-parcours et une ligne droite joignant les deux extrémités du profil, et H, la dénivellation entre la source et l’exutoire du cours d’eau. De plus, l’élaboration de graphiques adimensionnels H/Ho (ratio des altitudes)-L/Lo (ratio des longueurs) permet de superposer, et ainsi, de comparer les profils de drains de longueurs différentes (Demoulin, 1998 ; Rãdoane et al., 2003). Les ruptures de pente ont été systématiquement repérées en notant la dénivelée, la pente, la lithologie ainsi que la présence de failles, de confluences et de méandres. Le tableau III donne les caractéristiques des ruptures de pente les plus marquées (37, réparties sur 20 cours d’eau). Le calcul de l’indice longueur-pente de Keller et Pinter (1996) : SL = (ΔH/ΔL) × L, où ΔH/ΔL est la pente du segment considéré, et L, la longueur du chenal en amont du point à partir duquel l’indice est calculé, permet de souligner les moindres ruptures de pente. Il donne des résultats semblables à l’indice de Hack (1973), qui s’en distingue par le fait qu’il mesure la longueur du cours amont à partir du centre du secteur considéré. Pour les deux indices, la forte amplitude des valeurs, de 1 à plus de 2 500, comme pour le secteur aval du Potomac, aux États-Unis, permet de caractériser tous les changements de pente le long des profils longitudinaux. Néanmoins, il faut savoir que pour des secteurs de pente identique, les valeurs augmentent avec la distance des sources. Selon Keller et Pinter (1996), les très fortes ou très faibles valeurs témoignent de déformations tectoniques si elles ne sont pas corrélables avec des facteurs lithologiques.

Tableau III

Caractéristiques des ruptures de pente

Caractéristiques des ruptures de pente
*

indice longueur-pente de Keller et Pinter (1996)

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Pour mieux évaluer le rôle de la tectonique, nous avons appliqué la méthode de Goldrick et Bishop (1995). En coordonnées semi-logarithmiques, les profils d'équilibre donnent des droites (Hack, 1973). Mesurées à l’exutoire, les déviations vers l'aval (D) par rapport à ces droites permettent de préciser s’il s’agit de différences lithologiques ou de déséquilibres engendrés par des changements de niveau de base. Selon Goldrick et Bishop (1995), une variation du niveau de base entraînant un recul des ruptures de pente est certaine lorsque D est identique pour le cours principal et pour les affluents. Cependant, pour les cours d’eau traversant plusieurs unités lithologiques, D mesure aussi les dénivellations d’origine lithologique, ce qui explique les fortes valeurs obtenues pour les plus longs cours d’eau, comme le Cher et la Tardes. Par ailleurs, le tracé de la droite permettant la mesure de D peut manquer de précision lorsque peu de points sont alignés à l’amont. Le tableau II donne les valeurs de D pour les 32 cours d’eau étudiés.

Pour la Petite Creuse et l’Aumance, la présence de terrasses nous a permis de reconstituer les paléoprofils des plaines alluviales successives témoignant de l’encaissement progressif des cours d’eau.

Résultats

L’analyse statistique des données du tableau II montre que le bassin du Cher supérieur se distingue des bassins de l’Aumance et de la Petite Creuse par un relief plus élevé et des affluents plus longs présentant une pente moyenne plus faible. En effet, l’altitude moyenne des sources atteint 504 m dans le bassin du Cher, 473 m dans celui de la Petite Creuse, et seulement 379 m dans celui de l’Aumance ; la longueur moyenne des affluents est respectivement de 24,8 km, 11,3 km et 10,3 km et leur pente moyenne, de 11,5 m/km, 19,1 m/km et 21,5 m/km. En revanche, les moyennes obtenues pour les indices de concavité sont presque identiques pour les trois bassins (0,30, 0,31 et 0,32).

Les profils longitudinaux (fig. 5) présentent des formes plus ou moins concaves, des pentes moyennes variables et des ruptures de pente plus ou moins prononcées. La pente moyenne d’un drain décroît avec l’aire drainée (Hack, 1957) et donc avec la longueur du cours d’eau. Le graphique A de la figure 6 indique que pente et longueur sont corrélées selon la courbe puissance y = 77,946 x-0,6331, avec un bon coefficient de détermination (r2 = 0,74). Ce dernier est meilleur pour les cours d’eau des bassins de l’Aumance et de la Petite Creuse que pour ceux du Cher supérieur. Cependant, certains cours d’eau s’éloignent nettement de la courbe puissance y = 77,946 x-0,6331, comme le souligne le calcul des résidus d’anomalie de pente (différence entre la pente réelle et la pente donnée par l’équation de régression). Ainsi, la Voueize, la Petite Creuse amont, l’Aumance amont et les ruisseaux de Moussière et des Carrières ont des pentes réelles nettement inférieures aux pentes calculées avec l’équation ; le Cher supérieur, le Vernoële, la Bartillate et les ruisseaux de Champeix, de Mornay et de Louise présentent la situation inverse. Situés dans les bassins tertiaires de Gouzon, Lavaufranche et Cosne, les drains à pente anormalement faible présentent des profils longitudinaux à forte concavité. Les cours d’eau à pente anormalement forte dessinent des profils moins concaves et coulent sur le socle de la Combraille, des Monts de la Marche et du horst de Hérisson–Forêt de Tronçais. Ainsi les forts résidus d’anomalie de pente permettent-ils de repérer les profils perturbés par des phénomènes structuraux.

Les concavités sont très variables, comme le montrent les graphiques adimensionnels (fig. 7) et les indices de concavité de Langbein (1964), qui fluctuent entre 0, pour la Louise, et 0,72, pour le Cher (tabl. II). Les fortes concavités sont associées aux rivières importantes (de plus de 35 km de longueur) et à faible pente (inférieures à 10 ‰), comme le Cher, l’Aumance, l’Oeil et la Petite Creuse, mais aussi à quelques petits cours d’eau à forte pente, comme les ruisseaux de Moussière et des Carrières. Les relations entre indice de concavité, longueur, pente moyenne et résidus d’anomalie de pente donnent de médiocres coefficients de détermination r2, respectivement 0,22, 0,20 et 0,12 (fig. 6B, C, D). Des différences apparaissent cependant selon les bassins : l’indice de concavité est mieux corrélé avec la pente (r2 = 0,49) dans le bassin de l’Aumance, alors qu’il l’est mieux avec la longueur (r2 = 0,39) dans le bassin de la Petite Creuse. Toutefois, en ne considérant que les résidus inférieurs à -2 et supérieurs à +2, c’est-à-dire les plus éloignés de la droite y = -7,8518x + 3,2689, on obtient de meilleures corrélations (r2 = 0,57 pour les résidus très négatifs et 0,20 pour les résidus nettement positifs), attestant que la concavité augmente quand la pente du drain est anormalement faible, et inversement. Par exemple, la Moussière présente un fort indice de concavité (0,56) et un résidu de -4,9, alors que la Louise a un profil presque rectiligne (IC = 0) et un résidu de +7,8.

Les principales ruptures de pente observées sur les profils et évaluées par l’indice SL ont été localisées sur les cartes (fig. 1, 2, 3 et 4) et caractérisées dans le tableau III. Elles déterminent des secteurs plus ou moins longs d’augmentation de pente. La plus forte pente (80 ‰) est enregistrée sur la Moussière lors de la traversée de la faille de Chambon. La Petite Creuse présente deux ruptures de pente : la première, dans le secteur de Boussac, engendre une pente de 14 ‰ sur 2 km, et la seconde, située sur l’affleurement du granite de Chéniers, donne une pente de 5,75 ‰ sur 4 km. Deux ruptures de pente accidentent aussi le profil de l’Aumance en donnant des pentes identiques de 13 ‰ ; cependant, la première, étalée sur près de 8 km dans les granites et les migmatites du horst du Montet, est moins brutale que la seconde, au Saut du Loup, qui présente 13 m de dénivellation en moins d’un kilomètre. La rupture de pente du Saut du Loup correspond à des rapides à blocs dont certains sont des boules granitiques d’un volume dépassant le mètre cube. Les relations entre la pente des secteurs d’augmentation de pente et la distance des sources donnent un faible coefficient de corrélation. Il en est de même pour les relations entre pente des secteurs d’augmentation de pente et pente moyenne ou longueur des drains. Ces résultats suggèrent que la localisation des ruptures de pente dépend de variables structurales indépendantes de la dynamique fluviale. Les indices SL de Keller et Pinter (1996) donnent des valeurs très inégales, allant de 32 pour la Voueize, à plus de 900 pour la rupture de pente de Rochebut sur le Cher. Les ruptures de pente les mieux marquées sont celles du Cher amont, de la Tardes, du Vernoële et de la Bartillate, de la Moussière, de la Petite Creuse, de l’Aiguille et de l’Aumance.

Figure 6

Relations A) pente-longueur, B) indice de concavité-longueur, C) indice de concavité-pente, D) résidus-indice de concavité.

A) Slope-length, B) concavity index-length, C) concavity index-slope, D) Residuals-concavity index relationships.

A

Relation longueur-pente

Relation longueur-pente

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B

Relation longueur-indice de concavité

Relation longueur-indice de concavité

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C

Relation pente-indice de concavité

Relation pente-indice de concavité

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D

Relation résidus-indice de concavité

Relation résidus-indice de concavité

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Figure 7

Profils longitudinaux comparés H/Ho-L/Lo (ratio des altitudes-ratio des longueurs) : A) Moussière, Champeix et Béroux (Monts de la Marche et Hauteurs d’Aigurande) ; et B) Carrières, Louise et Planchettes (bassin de l’Aumance).

Dimensionless curves H/Ho-L/Lo (ratio of elevations-ratio of distances). A) Moussière, Champeix and Béroux (Monts de la Marche and Hauteurs d’Aigurande) ; and B) Carrières, Louise and Planchettes (Aumance basin).

A

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B

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Le nombre de terrasses et les altitudes relatives varient beaucoup de l’amont à l’aval. Trois secteurs peuvent être distingués pour la Petite Creuse et l’Aumance (fig. 8 et 9). L’amont (les douze premiers kilomètres) est dépourvu de terrasses. L’Aumance présente une vallée évasée encaissée d’une quarantaine de mètres dans le granite et les migmatites du horst du Montet. La vallée de la Petite Creuse apparaît plus ample et moins encaissée dans le granite de l’alvéole de Soumans, puis dans le bassin tertiaire de Lavaufranche. Dans le secteur central, un système de terrasses se développe. Dans le bassin de Cosne, l’encaissement de l’Aumance ne dépasse pas 40 m et deux terrasses sont conservées en contrebas des dépôts pliocènes. La Petite Creuse présente des gorges dans les migmatites de Boussac, puis une vallée évasée dans le bassin de Genouillac, mais trois niveaux de terrasses sont conservés. Enfin, le secteur aval des deux vallées est caractérisé par un plus fort encaissement et par des terrasses plus nombreuses mais plus discontinues et résiduelles. Après la rupture de pente de Chéniers, l’incision de la Petite Creuse augmente, pour atteindre 80 m près de la confluence avec la Creuse, mais la vallée étroite ne laisse subsister que cinq replats difficiles à raccorder. À l’aval du Saut du Loup, l’encaissement de 100 m de l’Aumance laisse subsister trois terrasses, Fu à 80 m, Fx à 20-25 m et Fya à 10 m.

Figure 8

Profils longitudinaux et coupe géologique de la Petite Creuse et de ses terrasses.

Longitudinal profiles and geological cross-section of the Petite Creuse and of its terraces.

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Interprétations

Explication des concavités différentes

La concavité des profils longitudinaux dépend de la longueur et de la pente des cours d’eau, mais aussi de l’évolution de l’amont vers l’aval du débit et de la taille de la charge de fond. En analysant 115 rivières anglaises, Wheeler (1979) a trouvé une corrélation positive entre le dénivelé et la concavité ; par contre, Leopold et Langbein (1962) montrent que, dans l’Ouest américain, les profils sont d’autant plus rectilignes que les rivières sont courtes. Si nos résultats concordent mieux avec ceux des seconds, il convient de noter que les rivières courtes peuvent localement présenter de fortes concavités, comme celles des Carrières, de Moussière et des Poiriers (fig. 6B). Hack (1957), Snow et Slingerland (1987) et Sinha et Parker (1996) ont démontré que la concavité était plus forte quand la charge et la taille des matériaux diminuaient rapidement vers l’aval et/ou que le débit augmentait fortement par suite d’apports d’affluents. En revanche, Hoey et Ferguson (1994) indiquent que c’est plutôt la forte concavité qui engendre un rapide amenuisement de la taille des matériaux et non l’inverse. La réduction de la taille des alluvions vers l’aval serait le résultat de la perte de compétence liée à la diminution de pente. Dans le nord-ouest du Massif central, la forte concavité des rivières importantes (celles dont la longueur excède 35 km) coïncide bien avec une diminution de la taille des matériaux vers l’aval : ainsi la compétence du Cher diminue-t-elle rapidement après son entrée dans le bassin tertiaire de Montluçon. Par contre, les différences de concavités enregistrées pour les petits cours d’eau ne peuvent être dues à ces facteurs, car les cours d’eau étudiés présentent tous des charges caillouteuses et sableuses qui décroissent assez peu vers l’aval. La lithologie ne contrôle pas non plus les différences de concavité, tout au moins pour les petits cours d’eau ; aussi les variations de niveau de base et la tectonique doivent-elles être envisagées comme causes probables. Schumm et al. (2000) montrent que l’abaissement du niveau de base engendre une érosion régressive, souvent marquée par une rupture de pente, si l’ajustement morphologique du lit est rendu difficile par le fort encaissement de la vallée. Cette situation existe pour les petits cours d’eau étudiés qui ont des vallées étroites et encaissées dans le socle et qui coulent sur des alluvions grossières très peu épaisses.

Figure 9

Profils longitudinaux de l’Aumance et des formations détritiques pliocènes et quaternaires.

Longitudinal profiles of the Aumance and of the Pliocene and Pleistocene deposits.

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En effet, les faibles indices de concavité sont associés à des secteurs soulevés. Dans le bassin de l’Aumance, les concavités sont plus prononcées dans le bassin de Cosne que sur le horst de Hérisson (fig. 4 et tabl. II). Les indices de concavité des affluents de rive droite de l’Aumance diminuent vers l’aval, du Courjet à la Louise, pour ensuite remonter, des Ingarands au Ronchat ; le cours de la Louise est situé dans l’axe du soulèvement du horst de Hérisson. Pour les affluents de rive gauche du Cher, on peut enregistrer une augmentation des indices de concavité de l’amont vers l’aval, du Vernoële (0,11) à la Queugne (0,40), qui témoigne du soulèvement des Monts de la Marche (fig. 3).

Les cours d’eau secondaires à pente anormalement forte sont situés dans des secteurs soulevés qui ont été atteints par l’érosion régressive partie des cours principaux. Ainsi, dans le bassin de l’Aumance, la remontée de l’érosion régressive atteint le Saut du Loup ; à l’aval de la rupture de pente, les affluents ont des pentes anormalement fortes, alors qu’à l’amont, elles sont anormalement faibles. Les rivières du bassin de Cosne ont des profils à forte concavité car elles n’ont que très peu creusé depuis la mise en place des dépôts, qu’on a pu dater du Pliocène supérieur par la présence de zircons volcaniques du Mont-Dore (Tourenq et Turland, 1982 ; Turland et al., 1990). Dans le bassin de la Petite Creuse, les affluents de rive droite ont, pour un même niveau de base, des pentes toujours plus faibles que les cours de rive gauche : un soulèvement plus important pour les Monts de la Marche que pour l’axe d’Aigurande peut expliquer cette situation (fig. 1). Sur la même rive, on peut noter une évolution de l’amont vers l’aval qui est due aux remontées de l’érosion régressive à partir de la Creuse. Par exemple, en amont de la rupture de pente de Chéniers, le ruisseau de l’Aiguille a une anomalie de pente négative, alors qu’à l’aval de la rupture de pente, l’anomalie du ruisseau de Méasnes est légèrement positive.

Dans le bassin supérieur du Cher, en amont de Montluçon, les trois ruptures de pente de la Tardes et du Cher et les deux augmentations de pente de la Voueize se situent sur des affleurements de granodiorites et de microgranites plus résistants que les granites et les diatexites voisins (fig. 10). La rupture de pente du ruisseau de Moussière correspond à l’interface granite de Chanon–sables argileux éocènes, vers 400 m d’altitude. Là, l’érosion régressive est bloquée par le granit résistant sur la faille de Chambon. Cependant, l’importante rupture de pente de Rochebut, à l’amont de la confluence Cher-Tardes, s’explique plus par l’augmentation de puissance du Cher, résultant de l’apport de la Tardes, que par la lithologie, qui reste homogène dans ce secteur formé de diatexites. En revanche, dans les bassins de la Petite Creuse et de l’Aumance et pour les affluents de rive gauche du Cher, au nord de Montluçon, la plupart des ruptures de pente décelées ne sont pas liées à des contacts lithologiques. Soit elles se développent au sein d’une même roche, comme dans les granites du Saut du Loup pour l’Aumance, soit elles sont nettement décalées par rapport au contact lithologique, comme pour la Petite Creuse. En outre, les contrastes lithologiques restent le plus souvent limités : les migmatites ont une résistance semblable à celle des gneiss et des granites. Souvent, les confluences ne modifient pas la pente des cours d’eau analysés : pour la Petite Creuse, la pente n’augmente ni après la confluence du ruisseau de Champeix ni après celle du Verraux. Il faut donc considérer la tectonique comme cause probable de ces ruptures de pente.

Figure 10

Carte morphostructurale de la zone de confluence Tardes-Voueize (le cercle quadrillé indique l’espace urbanisé).

Morphostructural map of the Tardes-Voueize confluence (the grid pattern indicates the urbanized area).

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Le rôle de la tectonique

Pour évaluer ce facteur, nous avons appliqué la méthode de Goldrick et Bishop (1995). Construite en utilisant cette méthode, la figure 11 montre que la Petite Creuse et le Verraux présentent à leur confluence des dénivellations D nettement plus fortes (respectivement 100 m et 170 m) que celle des cours d’eau qui coulent sur le versant nord des hauteurs d’Aigurande, comme l'Indre (55 m à La Châtre). Les cours d'eau secondaires enregistrent des valeurs inférieures : 40 m pour le ruisseau de Champeix et 25 m pour ceux de Moussière et de l'Age. Les valeurs identiques pour ces deux derniers, qui coulent sur des substrats différents, semblent exclure le facteur lithologique et privilégier le contrôle tectonique. En observant les profils des affluents de rive gauche du Cher de l’amont vers l’aval, on peut constater que D diminue du sud au nord : 320 m pour la Tardes, 160 m pour le Vernoële, qui atteint le Cher à Montluçon, 115 m pour la Magieure et 100 m seulement pour la Queugne (tabl. II et fig. 3). Parallèlement, la concavité des profils s’améliore du sud au nord. Un soulèvement plus prononcé des Monts de la Marche, au sud, pourrait expliquer ce gradient. L’étude comparée des petits cours d’eau descendant des Monts de la Marche et des hauteurs d’Aigurande permet de confirmer et de préciser cette tendance : les premiers, le Verraux et les ruisseaux de Champeix, des Poiriers et de Mornay, présentent pour D des chiffres plus forts (respectivement 170, 40, 90 et 50) que les seconds, les ruisseaux du Béroux (30), de l’Age (25) et de la Celette (30). Les concavités sont aussi très différentes, comme l’indique la figure 7 : celles de la Moussière et du Champeix, qui coulent sur les flancs des Monts de la Marche, sont beaucoup plus fortes que celle du Béroux, qui descend des hauteurs d’Aigurande. Ces données révèlent un soulèvement plus important pour les Monts de la Marche que pour les hauteurs d'Aigurande. Les figures 11C et 12B suggèrent que la surrection des Monts de la Marche s’est réalisée en deux phases : une première, que l’on peut évaluer à une centaine mètres si l’on retire à D une cinquantaine de mètres d’origine lithologique, serait responsable de la formation des gouttières de la Petite Creuse et du Verraux, puis une seconde, d’une trentaine de mètres, pourrait être à l’origine de l’encaissement en V des vallées actuelles à partir de la forme évasée en gouttière. Les niveaux alluviaux les plus anciens, formés de sables très argileux et de quartz mal roulés, ont enregistré ces déformations tectoniques : le plancher de la gouttière de la Petite Creuse est dénivelé d'une vingtaine de mètres entre le bassin de Lavaufranche et le secteur de Boussac (fig. 8) et la gouttière du Verraux est soulevée lors de la traversée des Monts de la Marche (fig. 12). Les profils 1 et 2 (fig. 12) indiquent que les Monts de la Marche se sont soulevés d’une vingtaine de mètres depuis la mise en place des alluvions tapissant la gouttière, probablement au Pliocène supérieur (Cohen-Julien et al., 1991), et que le profil actuel du Verraux présente une forme convexe à l'emplacement de la surrection. Sur les versants, les alluvions se raccordent à des glacis d’érosion bien développés sur les flancs des Monts de la Marche et des hauteurs d’Aigurande (fig. 2).

Toujours façonnés dans des roches résistantes, les ruptures de pente reculent très lentement, empêchant la régularisation du profil longitudinal, un peu comme pour les littoraux découpés. Les ruptures de pente ralentissent ou même bloquent le creusement de la vallée à l’amont de leur localisation. Mais l’abondance des alluvions périglaciaires conservées dans les vallées supérieures et dans les bassins tertiaires a probablement un effet identique : Beaujeu-Garnier (1954) et Bomer (1954) ont montré que les vallées mûres du Limousin, rapportées à un vieux cycle par Baulig (1928), correspondaient plutôt à des remblaiements périglaciaires.

Dans le bassin de l’Aumance, le soulèvement du horst de Hérisson–Tronçais est souligné par les valeurs élevées de D et par l’évolution des concavités des affluents de rive droite (tabl. II et fig. 4). La reconstitution des différents stades d’évolution de la vallée de l’Aumance à partir des alluvions anciennes conservées suggère des mouvements tectoniques différentiels dans le temps et dans l’espace (fig. 9). La géométrie des dépôts du Pliocène supérieur matérialise la subsidence du bassin de Cosne et un soulèvement d’une quinzaine de mètres des bordures immédiates. Depuis la mise en place de ces dépôts, le creusement a dépassé 80 m en aval du Saut du Loup, mais est resté inférieur à 20 m en amont. En effet, les alluvions les plus anciennes, postérieures au Pliocène (Fu de la carte géologique de Hérisson, à la fig. 9), sont conservées à 80 m d’altitude relative, au droit du Creux, au centre du horst de Hérisson–Forêt de Tronçais, alors que dans le bassin de Cosne, les alluvions emboîtées dans les dépôts pliocènes ne dépassent pas 17 m d’altitude relative. En observant deux formes emboîtées dans la région de Hérisson, Le Griel (1991) déduit que la vallée, large de 3 à 4 km, a été creusée lors des mouvements pliocènes et que la gorge résulte de l’incision de l’Aumance provoquée par le soulèvement en bloc de la cuvette de Cosne et du horst de Hérisson depuis quelques centaines de milliers d’années. La figure 9 montre que l’incision dans le bassin de Cosne commence juste avant la mise en place de la nappe de la moyenne terrasse Fx (Turland et al., 1990) et qu’elle s’effectue depuis cette période, au même rythme que sur le horst de Hérisson. De par sa position et ses faciès alluviaux, cette moyenne terrasse peut être raccordée à celle du Cher, mise en place au Saalien (Tourenq et Turland, 1982 ; Turland et al., 1990 ; Larue, 1994). L’absence de creusement au Pléistocène inférieur est probablement due à une subsidence lente du bassin de Cosne, insuffisante toutefois pour permettre la superposition et la conservation des nappes alluviales périglaciaires. La rupture de pente du Saut du Loup sépare ainsi deux secteurs qui ont évolué différemment : longtemps resté subsident, l’amont est caractérisé par des vallées à profils concaves et une incision limitée qui traduisent une situation d’équilibre dynamique, alors que l’aval, en surrection constante, témoigne d’une situation de déséquilibre marquée par des profils à faible concavité et une incision des affluents plus importante dans la partie aval que dans la partie amont. En effet, la situation d’équilibre dynamique n’est pas atteinte lorsque les profils présentent des ruptures de pente et que l’incision est plus forte à l’aval qu’à l’amont des cours d’eau (Lague, 2001). La reconstitution des paléoprofils des moyenne et basse terrasses suggère que la rupture de pente du Saut du Loup a reculé d’environ 1 500 m depuis l’accumulation de la nappe de la moyenne terrasse, ce qui donne un recul de 0,75 cm/an en attribuant 200 000 ans à l’accumulation saalienne (Shackleton et al., 1990). Moins rapide que pour les ruptures de pente d’origine glaciaire (20 cm à 3 m/an dans les Alpes [Brocard, 2003]), ce recul dépasse en vitesse celui des ruptures de pente des marges passives (1 à 2 mm/an en Australie [Weissel et Seidl, 1998]), mais s’échelonne sur une plus longue durée.

Figure 11

Profils en long des cours d'eau en coordonnées semi-logarithmiques A) du Cher et de ses affluents, B) de l’Aumance et de ses affluents, et C) de la Petite Creuse et de ses affluents.

River semi-logarithmic long profiles: A the Cher and its tributaries, B) the Aumance and its tributaries, and C) the Petite Creuse and its tributaries.

A

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B

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C

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Figure 12

A) Profils longitudinaux du Verraux et du fond de sa gouttière. B) Profils transversaux de la vallée du Verraux de l’amont (1) à l’aval (5).

Longitudinal profiles A) and cross-sections B) of the Verraux valley from upstream (1) to downstream (5).

A

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B

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La Petite Creuse comporte trois secteurs, de l’amont à l’aval (fig. 2 et 8) : en amont de Boussac, un secteur en équilibre dynamique non atteint par l’érosion régressive ; à l’aval de Chéniers, un secteur en déséquilibre marqué par une forte incision de la Petite Creuse ; et entre les deux, un secteur en voie de déséquilibre, avec un creusement important à l’amont (gorges de Boussac) et une accumulation dominante à l’aval (bassin de Genouillac). Le nombre de terrasses diffère selon les secteurs : à l’amont, une seule terrasse formée d’alluvions recouvrant les dépôts éocènes du bassin de Lavaufranche, au centre, trois terrasses principales, et à l’aval, cinq terrasses qui se raccordent à celles de la vallée de la Creuse. Bien que le raccordement des terrasses de l’aval à l’amont soit délicat en raison de leur discontinuité, il apparaît que les terrasses anciennes sont de moins en moins nombreuses vers l’amont.

Dans le bassin de Gouzon, la Voueize et le ruisseau de Moussière coulent sur des alluvions épaisses, souvent difficiles à distinguer des sédiments éocènes. Leur forte concavité et l’absence d’incision traduisent une situation d’équilibre dynamique qui peut s’expliquer, soit par une subsidence constante du bassin depuis l’installation des cours d’eau, soit parce que l’érosion régressive n’a pas encore atteint le bassin de Gouzon, qui apparaît ainsi perché par rapport aux incisions du Cher, de la Tardes et de la Voueize aval. Starkel (1999, 2003) indique que le profil longitudinal des cours supérieurs, souvent hérité de périodes anciennes, ne rend pas compte de la tectonique, mais seulement des fluctuations climatiques récentes. Whipple (2001) montre que lors d’un soulèvement rapide, le profil longitudinal s’adapte progressivement de l’aval à l’amont et qu’une rupture de pente mobile sépare un secteur aval, adapté aux nouvelles conditions, et un secteur amont, qui conserve la pente héritée des anciennes conditions. L’abondance des alluvions, accumulées dans le bassin de Gouzon pendant les périodes froides du Pléistocène, est aussi responsable de l’absence de creusement des cours d’eau qui, du fait de leur forte concavité aval, ont toujours eu une compétence insuffisante pour déplacer leur charge de fond.

Conclusion

La pente, la forme des profils longitudinaux et les ruptures de pente sont des indicateurs géomorphologiques précieux pour déceler les déformations tectoniques différentielles de faible ampleur ; mais, comme l’a montré Demoulin (1998), il est nécessaire d’utiliser plusieurs paramètres et de tenir compte du cadre morphostructural. Le soulèvement des Monts de la Marche et du horst de Hérisson–Forêt de Tronçais est ainsi bien mis en évidence, mais reste difficile à chiffrer précisément. Dans les régions de socle hétérogène, comme la bordure nord du Massif central, les déformations tectoniques génèrent des dynamiques fluviales qui varient dans l’espace. Le recul des ruptures de pente par érosion régressive est rapidement bloqué par des roches résistantes. Aussi les vallées présentent-elles, de l’amont à l’aval, plusieurs secteurs qui évoluent différemment. Les bassins tertiaires de Cosne, de Gouzon, de Lavaufranche et de Genouillac ont pu conserver des vallées mûres à forte concavité et faible encaissement en raison de leur isolement des secteurs aval par des ruptures de pente d’origine tectonique et lithologique. En effet, la plupart des ruptures de pente sont dues à la tectonique, comme l’atteste l’application de la méthode de Goldrick et Bishop (1995), mais leur pérennité résulte de la lenteur du recul dans des roches résistantes à l’érosion fluviale.

Appendices