une perméabilité réduite, l'infiltration des eaux vers les nappes phréatiques ou même vers des sols moins humides qui existent autour de l'étang reste un facteur non négligeable lors du calcul d'un bilan hydrologique complet pour ce type de plan d'eau. J. Marcel (1996) dit que "dans un étang
piscicole correctement aménagé à substrat argileux, les « pertes » par infiltrations et fuites sont estimées entre 0,5 et 0,7 mm/j".
Nous considérons, à l'échelle du bassin versant d'étang, que l'infiltration sera négative quant la quantité d'eau infiltrée vers des nappes phréatiques et pénétrant vers le sol entourant l'étang dépasse celle qui entre par l'écoulement souterrain ou l'alimentation par des nappes. Nous considérons aussi que l'infiltration sera positive si le cas précédent est inversé.
Parce que la quantité de l'eau infiltrée a un fort lien avec la topographie du bassin versant, le type de sol qui constitue le fond d'étang et les roches qui existent au-dessous de l'étang, nous nous trouvons obligé d'effectuer une présentation de la topographie et la géologie de la région d'étude. La présentation que nous allons faire dans cette partie va se focaliser sur le département de la Haute-
Vienne et la Brenne. Il va sans dire que ce bref exposé ne saurait rendre compte de la complexité de la structure et de l'histoire géologique et morphologique de cette région, que nous ne pouvons d'ailleurs clairement comprendre sans la replacer dans son cadre géographique (Massif Central français). Mais, nous donnons ici, seulement, une idée générale sur la région d'étude.
La morphologie et la géologie de la Haute-Vienne
La Haute-Vienne est située à l'extrémité occidentale du vaste plateau de terrain ancien, primitif, qui occupe le centre de la France, c'est un pays de collines, une terre de transition avec les régions avoisinantes : Bassin parisien et Poitou au nord, Bassin aquitain à l'ouest (Alluaud, 1856 ; Barret, 1892 ; Bril et Floc'h, 1993 ; Sargia, 1961).
D'un point de vue morphologique, la Haute-Vienne peut être divisée selon A. Demangeon (1910) en deux régions naturelles : les hauts sommets et les plateaux limousins.
• Les hauts sommets en Haute-Vienne se présentent sous deux aspects différents. Ce sont d'abord des sommets isolés, comme aux environs de Chalus au sud du département de la Haute-Vienne, où nous trouvons Montbrun (448 mètres), Puycomieux (495 mètres), Forêt des Cars (546 mètres) et Forêt de Vieillecour (554 mètres), les Hauts sommets forment aussi, en Haute-Vienne de véritables massifs comme, au nord-nord-est de Limoges, les Monts de Blond qui ont des sommets arrondis qui dépassent 500 mètres et, au nord-est de Limoges, les Monts d'Ambazac qui se dressent à plus de 600 mètres (Demangeon, 1910). Les monts d'Ambazac et de Blond sont des prolongations des hautes terres de la Marche (département de la Creuse), qui ont des altitudes un peu inférieures, mais avec des contrastes équivalents. Ces sommets dominent de 200 à 300 mètres les autres formations (Ministère de l'agriculture, étude non datée(1)). leur base est à une élévation moyenne de 350 mètres, et leurs sommets culminants atteignent celle de 731 mètres au mont Gargan, et 701 mètres au Puy-de-Sauvagnac (Alluaud, 1856).
• Les plateaux limousins se développent autour des sommets isolés et des massifs précédents. Ces plateaux sont caractérisés par des surfaces régulières, qui s'abaissent doucement dans la direction même des vallées. Ils sont divisés en deux par la limite qui passe par les sommets des monts de Saint-Goussaud, d'Ambazac et de Blond. Ces terrains composent la Basse- Marche au nord et le Haut-Limousin au sud. L'élévation moyenne de ces terrains est de 300 mètres environ, les formes du relief y sont adoucies et les différences d'altitudes tout à fait minimes. La vallée de la Vienne qui traverse le Haut-Limousin, de l'est à l'ouest, a, d'Eymoutiers à Saint-Junien, une pente de 216 mètres. La pente totale de cette rivière, à travers le département, est de 360 mètres, elle y pénètre à une altitude de 500 mètres sur la limite du département de la Corrèze, et en sort à celle de 140 mètres, entre Saint-Junien et Chabanais. La vallée de la Gartempe, à son tour, creuse le plateau de la Basse-marche. Le relief de ces terrains est dessiné par les nombreux cours d'eau qui les sillonnent. Le talweg général du territoire les rend tributaires du bassin de la Loire par la Vienne (voir Carte. 3). Y. Battiau-Queney (1993) a abordé trois théories qui expliquent la différence d'altitude entre les plateaux limousins (entre 300 et 500 mètres) et les hauts sommets (entre 700 et 1000 mètres).
• La première théorie veut que les massifs limousins correspondraient à la pénéplaine poste- hercynienne, et que les plateaux seraient des surfaces d'érosions emboîtées dans les précédents. (c'est le point de vue de A. Perpillou (1940), de H. Baulig (1928) et de A. Demangeon (1910)).
• la seconde considère que cette différence est avant tout d'origine tectonique : « les monts
d'Ambazac et de Blond seraient des hordts ou des demi-Horsts » (Battiau-Queney, 1993, p.
67). Parmi les chercheurs qui ont adopté cette théorie, nous citons J. Beaujeu-Garnier (1954), B. Bomer (1954), R. Lacotte (1965) et J.-L. Nolf (1980).
• la troisième théorie attribue cette différence à l'érosion différentielle. Selon cette hypothèse les roches les plus résistances ont construit les massifs élevés (monts d'Ambasac et de Blond), et les roches les moins résistantes ont construit les plateaux. Parmi les défenseurs de cette théorie, nous trouvons M. Derruau (1952), Godard et al. (1972) et A. Winckelle (1975).
La figure (10) résume très bien les trois théories classiques expliquant la géomorphologie du Limousin.
La transition avec l'Indre et le Poitou au nord, ou avec les Charentes à l'ouest se fait de façon insensible : il faut sortir de la région et atteindre les terrains calcaires des Charentes pour que renaissent les contrastes (Bril et Floc'h, 1993, p. 4).
La formation des terrains anciens de la Haute-Vienne remonte à des époques géologiques différentes (Alluaud, 1956). Si nous voulons comprendre la géologie de ce département, il faut donc remonter à plusieurs centaines de millions d'années. C'est à l'ère primaire (500 millions d'années)
Figure. 10 : Les trois principales interprétations du relief limousin (extrait de G. Vérynaud, (1981), cité par M.-
que les roches métamorphiques(1) et granitiques de la Haute-Vienne ont pris naissance dans la zone profonde de la chaîne hercynienne qui s'est constituée à partir de petits bassins océaniques caractérisés, au début du Primaire, par une intense activité magmatique et par l'accumulation de sédiments mêlés de produits volcaniques. Au Silurien les bassins se referment et leurs marges continentales entrent en collision au début du Dévonien. La chaîne de collision, dont les reliefs furent comparables à ceux de l'Himalaya actuel, s'est édifiée durant le Dévonien, puis le Carbonifère inférieur. La destruction des derniers reliefs se place au Carbonifère supérieur et au Permien. Au tout début de l'ère secondaire, la chaîne était déjà aplanie (Bril et Floc'h, 1993, p. 6). Depuis 250 millions d'années, il ne s'est plus rien passé d'important : les reliefs se sont usés lentement, plus ou moins selon la résistance à l'érosion des roches constituantes ; les granites sont restés en relief, les gneiss ont été aplanis. Des contrecoups très lointains, très atténués des mouvements tectoniques responsables de la surrection des Pyrénées, puis des Alpes, ont quelque peu bousculé le vieux bloc rigide, entraînant une reprise de l'érosion des rivières, par tronçons : d'où ces vallées rajeunies, en coups de sable, inattendues ; il n'y a que quelques dizaines de millions d'années de cela. La grande mer secondaire n'a qu'à peine léché la base des anciens reliefs. Le volcanisme auvergnat n'a jamais atteint le département de la Haute-Vienne. Les glaciations quaternaires ont laissé des témoins sur les hauts-plateaux, ces larges vallées en auges où croît actuellement la tourbière sur des épaisseurs de blocs et de sédiments d'une étonnante épaisseur par endroits : plusieurs mètres, voire dizaines de mètres. Mais c'était déjà du temps des hommes (Sargia, 1961, p.34).
En ce qui concerne les roches dominantes en Haute-Vienne, nous remarquons que les roches de gneiss constituent la plus grande partie du sol, et notamment de la vallée de la Vienne. Dans les environs de Limoges, le gneiss devient granitoïde, et par des transitions passe au granite à petit grains sans stratification sensible. Ce granite désagrégé est connu à Limoges sous le nom de tuf (Alluaud, 1856).
Le granite à gros grains constitue, après le gneiss, la formations de terrains la plus considérable de la Haute-Vienne. Les granites les plus remarquables sont les granites porphyriques contenant de beau cristaux de feldspath. Dans quelques localités, comme aux environs de Cieux, les cristaux sont maclés (Alluaud, 1856).
Les terrains sédimentaires n'apparaissent, en plages de petite étendue, que sur les bordures nord et ouest du département, aux confins du Limousin et de la Marche avec l'Angoumois et le Poitou. Il n'y a aucune trace de volcanisme récent en Haute-Vienne. Il convient de noter aussi que les traces d'anciennes glaciations n'apparaissent ni sur les bas plateaux du limousin, ni sur les hauts massifs (Battiau-Queney, 1993) (voir la Carte. 4).
(1) Ces roches proviennent soit de la cristallisation du magma par refroidissement, soit de la modification des roches existantes sous l’action d’une élévation de la pression et/ou de la température, avec cristallisation des nouveaux minéraux qui ont alors une structure différente de celle des roches de départ (CRPF et FOGEFOR, 2011).
Carte. 3 : La topographie de la Haute-Vienne.
Concernant la localisation de nos étangs situés en Haute-Vienne, l'étang du Château, situé au nord-nord-est de Limoges, se localise sur des roches de gneiss à grain moyen situées sur le bord d'une faille masquée (la carte géologique de la France n°664, Ambazac). Normalement, ces roches sont imperméables mais la présence d'une faille masquée juste au bord de l'étang va, probablement, favoriser l'infiltration vers les nappes phréatiques.
Le Grand étang de Cieux se situe aussi sur des couches de granites à grain moyen, mais ce type de granite appelé « porphyroïde de Cieux » présente de nombreuses analogies et quelques différences avec celui de la Glane dont il est séparé par la grande faille d'Oradour-sur-Glane. Il est constitué d'un granite alumineux à biotite et rare muscovite primaire (la carte géologique de la France n°663, Oradour-sur-Glane).
Normalement, ce type de granite n'est pas perméable, et (la carte géologique n° 663) montre qu'il y a deux failles à proximité de l'étang, la première est située à 1,5 km vers l'ouest de l'étang, mais elle est située en dehors du bassin versant de l'étang, la seconde est une faille masquée située à un km au nord-est de l'étang.
D'un point de vue topographie, le Grand étang de Cieux est situé plus bas que les endroits où les failles mentionnées précédemment passent. Parce que le sol est clairement descendu vers l'étang, nous attendons que l'infiltration vers les nappes phréatiques ne sera pas très importante, mais il faut prendre en considération l'état de la chaussée de cet étang lors du calcul de son bilan hydrologique.
La morphologie et la géologie de la Brenne(1)
« De toutes les régions comprises entre l'Indre et la Vienne, la Brenne est la plus originale » (C. Klein, 1962, p. 245). « Sur le plan topographique, la région Brenne est très plane, ce qui fait
parfois penser à une ''monotonie du relief'' » (F. Charmoy, 2005, p. 4).
D'un point de vue topographique, les altitudes décroissent régulièrement du sud-est (250 à 300 mètres en Basse-Marche) vers le nord-ouest (150 mètres en Châtelleraudais). Mais si l'aspect de plateau l'emporte à la périphérie, le paysage brennou offre beaucoup plus de diversité.
Généralement, nous pouvons diviser la Brenne en trois principales entités paysagères, dont la Grande Brenne, La Petite Brenne, La Queue de Brenne (voir la Carte. 5). Certaines études, comme celle du Parc Naturel Régional de la Brenne (2009) ajoutent des autres entités et des paysages de transition. Les vallées sont considérées comme des sous-entités, dont la plus importante en Brenne, la vallée de la Creuse. L'Atlas des paysages de l'Indre (page. 16) divise la Brenne en cinq entités paysagères, dont Brenne des étangs, Brenne des bois, Petite Brenne, Vallée de la Creuse et Queue de la Brenne. Mais la forme du terrain la plus caractéristique est l'existence des « buttons », appelées autrefois « patins de Gargantua », un nom tiré d’une légende locale qui voudrait que le géant Gargantua ait secoué ses bottes crottées d’argile de temps à autre, formant ainsi de façon éparse ces petits buttons (Genet, 2009). Ceux-ci résultent de l'induration des grès sous climat chaud avec alternance de saisons humides et de saisons sèches, puis du travail de l'érosion de la Brenne au Quaternaire qui a dégagé l'essentiel des matériaux, les grès les plus tendres ont donné les sables que (1) Le territoire de la Brenne comprend, depuis 25 avril 2008, 51 communes (toutes situées dans le département de l'Indre), pour une superficie de 182 700 ha et une population de 33 756 habitants (PNRB, 2009), ce qui représente une densité de population de 18,47 hab/km², une des plus faible de la région Centre (moyenne départementale : 34 hab/km², moyenne régionale : 61 hab/km²) (INSEE, 2009).
nous trouvons en surface sur l'argile, les plus résistants donnent aujourd'hui ces buttons (Atlas des paysages de l'Indre, p. 22). Ces modestes collines ne dominent la plaine que de 15 à 25 mètres. La plupart de ces buttons présentent un profil convexe et leurs flancs tapissés de bruyères se raccordent par des pentes doucement concaves au fond des dépressions. C'est en Brenne centrale et septentrionale que la densité des buttons est la plus grande ; en Brenne méridionale ils deviennent rares et le plateau se résout en longues croupes à pentes convexes entre les vallées (Klein, 1962). La section est-ouest de la Creuse forme la frontière entre la Grande Brenne ou « Brenne des étangs » au nord (entre Creuse et Claise) et la Petite Brenne au sud (entre Creuse et Benaize). Ces contrées ménagent une transition entre les horizons plus sévères des plateaux Limousins et ceux plus souriants de la Touraine méridionale et du Poitou oriental (Klein, 1962).
La Grande Brenne, cette région de 70 000 ha (Brunaud, 2007), est constituée d'une mosaïque de paysages où s'interpénètrent l'eau, les bois, les landes et les prairies parfois dominées par des buttons. Un des principaux caractères de cette partie de la Brenne est une succession de micro cuvettes, insuffisamment encaissées pour accueillir de manière naturelle des étangs. Seules des étendues marécageuses existeraient aujourd'hui en l'absence de l'homme, recouvrant, comme c'est encore le cas par endroit, de plusieurs centimètres, prairies et landes humides légèrement incurvées. Cette permanence de l'eau, posant problème, résulte en fait de l'hydromorphie des sols brennous. Ces sols sont des sols pauvres (argilo-gréseux), difficiles à exploiter car ils saturent rapidement en hiver, à la première pluie, et se desséchent en été. En fait, la première couche de ces sols, sableuse, épaisse de quelques centimètres repose sur un horizon d'argiles épais de 40 à 80 cm, reposant sur un horizon de grès (Lambert, 2000, p. 11) bloquant tout écoulement et infiltration verticale de l'eau. À ceci, s'ajoute la quasi absence de drainage hydrographique de cette formation : seuls deux petits ruisseaux, celui des cinq bondes et le Suin, s'écoulant vers l'ouest, l'un vers la Claise, l'autre vers la Creuse, qui forment les frontière nord et sud de la Grande Brenne, ce qui ne suffit pas à essuyer cet engorgement. L’absence de réseau hydrographique a conduit les hommes à relier les étangs entre eux par des fossés, formant ainsi une « chaîne d’étangs », appelé aussi « chapelet d’étangs ». Une trentaine d’étangs peuvent parfois être reliés entre eux par le même réseau. Selon les estimations, il existerait une centaine de chaînes d’étangs en Brenne (Otto-Bruc 2001).
Les sols brennous, imperméables, sont donc très médiocres. Ils ont alors « une piètre valeur
agricole compte tenu de la brièveté du cycle végétatif imposée par ces caractères » (M. Daudon,
1988, p. 5). Pour y faire face, l'homme décide alors de les ennoyer pour les valoriser. Ainsi, très tôt, dès le XIème siècle (J. Trotignon, 1986, p. 6 ; A. Bonis, 1988, p. 3), il bâtit des chaussées pour canaliser l'eau. D'après des documents anciens (Archives Dép. Indre, série H 1185, citée par Bennarous, comm. or. Inédite). Il convient de noter que selon l'Atlas des paysages de l'Indre, les premières créations d'étangs, dans ce département, sont dues aux moines de Saint-Cyran, Méobecq et Fontgombault et datent du XIIème siècle.
Les étangs en Petite Brenne sont beaucoup moins nombreux qu'en Grande Brenne et le plateau est recouvert d'un important manteau forestier. Les reliefs sont intermédiaires entre les collines du Boischaut au sud-est et le plateau blancois au nord-ouest.
Les étangs en Queue de Brenne présentent les mêmes caractéristiques pédologiques qu'en Grande Brenne mais ils sont moins nombreux. Ce secteur de la Brenne est boisé au nord et les cultures sont en augmentation au sud.
De façon globale, les vallées existant en Brenne connaissent des problématiques de partage des usages et d’accessibilité. Très peu d’itinéraires longent les rivières. Avec la végétation, les routes qui parcourent les coteaux n’offrent que des vues très limitées, seuls les ponts en permettent des perceptions évidentes.
Toutes ces entités paysagères sont étroitement liées à la grande variété géologique du territoire (PNRB, 2009). Nous trouvons donc qu'il est indispensable de donner une petite présentation géologique de cette région.
En Brenne, nous ne savons presque rien de l'ère primaire ; en effet, les terrains qui ont pu se déposer à cette époque ont été, à la suite des phénomènes tectoniques qui ont donné naissance au Massif central, complètement transformés en roches cristallines : granités et roches métamorphiques (Lorain, 1971). Sur la carte géologique, « la Brenne se caractérise par la présence d'un important
placage tertiaire sur le substrat secondaire (Jurassique) calcaire » (Trotignon, 1986, p. 4). Ce Carte. 5 : La topographie et les grandes entités paysagères de la Brenne.
placage sidérolithique provenant de l'érosion du Massif Central situé au Sud de la région. Pour comprendre mieux cette carte, il nous faut revoir l'histoire géologique de la région(1).
L'histoire géologique de cette région (la Brenne et ses abords) débute sur les ruines de la chaîne hercynienne. Au début de l’ère secondaire, le Bassin Parisien se présente comme une vaste terre émergée et aplanie, sur laquelle des fleuves déposent des sables bariolés.
Une mer peu profonde venue de l’Est s’étend jusqu’à Châteauroux.
La mer s’installe durablement dès le début du Jurassique (de 200 millions d'années à 140 millions d'années). Elle laisse des dépôts littoraux de calcaires à coquilles, mais aussi des dépôts plus profonds à coraux, à crinoïdes ou à brachiopodes.
À la fin du Jurassique, la mer se retire, laissant derrière elle de vastes lagunes. Ce paysage amphibie se maintient au Crétacé inférieur en climat chaud et humide. Il est propice à l’altération et à la formation de cuirasses de fer sur les reliefs. Il favorise aussi les dépôts de plaine alluviale et de marais dans les dépressions.
Aux alentours de 95 Ma, la mer regagne le terrain perdu. Les premiers dépôts marins sont alors des sables verts puis des argiles kaoliniques à petites huîtres. Ces sédiments sont rapidement relayés par les premiers dépôts de craie.
La mer crétacée se retire, il y a 80 millions d’années, et la région est soumise à un climat chaud, presque tropical. Il s’avère particulièrement agressif pour toutes les roches, en particulier la craie et les autres roches calcaires, qui s’altèrent en argile.
Ce régime se maintient 40 millions d’années, le temps de fabriquer une épaisse couverture argileuse, de dissoudre en surface les roches calcaires et mettre en place un réseau karstique. C’est à cette période que se forment les argiles rouges de Brenne, présentes sur les calcaires jurassiques, et au Nord les argiles à silex sur les tuffeaux crétacés.
L’aire de la Brenne (Petite et Grande Brenne) s’individualise il y a 40 millions d’années. A cette époque du Tertiaire, un lent effondrement du substratum crée une vaste cuvette qui piège les eaux