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Les tufs et travertins en Périgord-Quercy

 | 
Frédéric Hoffmann

1 - Contribution des éléments du cadre naturel dans la formation des dépôts de tufs et de travertins

Texte intégral

INTRODUCTION

1En première approche, le Périgord-Quercy peut être décomposé en trois grands secteurs :

2* le Périgord, dont seule la moitié sud est étudiée dans ce travail, est composé d’une série de plateaux calcaires très disséqués, axés principalement de part et d’autre du drain principal de la région, la Dordogne et de son affluent principal, la Vézère. Ils sont établis dans des calcaires crétacés essentiellement gréso-sableux, recouverts d'un manteau d’altération argilo-sableux d’épaisseur parfois supérieure à 75 m, dans certains secteurs [SALOMON-ASTRUC, 1992]. La répétition de niveaux imperméables, tant dans la couverture superficielle qu’au sein des séries calcaires, provoque la multiplication des axes de drainage secondaires (sources, ruisseaux) de petite taille. Elle gène également l'enfouissement des eaux en profondeur, expliquant en partie le faible développement des formes karstiques verticales.

3C’est le secteur des grottes tunnel, de faible développement, à l’exception de quelques beaux réseaux pluri-kilométriques (grotte de Miremont, Rouffignac, par exemple) ; leur caractéristique majeure est de posséder, la plupart du temps, un colmatage important ; celui-ci est du à la fois aux produits de décalcification des calcaires crétacés, mais aussi à la migration en profondeur, d’une partie du manteau d’altération. C’est aussi le secteur des vallées sèches, témoins fossiles de l’intense activité karstique passée, de l’assèchement du climat actuel, mais aussi de cette multiplicité des axes de drainage fonctionnels ou non.

4Tous ces facteurs ont entraîné une grande diversité de paysages morphologiques, plateaux tabulaires, collines, buttes du Sarladais, etc. La végétation et les sols sont à l’image de cette diversité : boisements mixtes de chênes et de pins sur les altérités sableuses, chênes et maigres cultures des plateaux calcaires, faible importance de la végétation naturelle des grandes vallées en très grande partie cultivées, richesse des tourbières des fonds des petites vallées mal drainées, etc.

5En l’absence de grands organismes collecteurs, la taille des formations tuffeuses et travertineuses demeure souvent modeste, notamment celle qui concerne les dépôts de type source ;

6* le Quercy présente des paysages très différents de ceux du Périgord. Ils sont composés de grands plateaux très karstifiés, tant en surface qu’en profondeur, établis dans des séries carbonatées plus pures et plus épaisses. La pénétration de l’eau en profondeur est quasisystématique, aidée en cela par des champs de dolines. Elles sont ensuite relayées par des gouffres qui collectent les eaux vers des circulations souterraines au débit parfois conséquent (plusieursm3/s). La désorganisation du réseau hydrographique de surface est réelle, au profit d’un drainage souterrain ; il témoigne de phases de karstification intense et présente un fonctionnement encore particulièrement actifs aujourd’hui.

7C’est donc le secteur des réseaux profonds et longs de plusieurs km, compte tenu de l’épaisseur des calcaires et du potentiel hydraulique karstifiable. Ils donnent naissance à des émergences ou des résurgences de grande taille.

8Les paysages sont fonction de la plus ou moins grande épaisseur des sols, allant des lithosols calcaires supportant une maigre prairie jusqu’aux sols profonds et évolués des dolines, à terra rossa, accueillant les rares cultures de ce secteur. Il faut y ajouter les paysages des grandes vallées qui concentrent l’essentiel des cultures, de l’eau, et de l’occupation humaine.

9* Cette opposition entre Périgord et Quercy comporte de nombreuses formes de transition ; elles se retrouvent dans des secteurs périphériques à ces deux grands ensembles :

  • à l’ouest du Périgord, grossièrement à l’ouest d’un axe Saint Géry-Bergerac-Fumel (Fig. l-l), les calcaires oligocènes essentiellement lacustres offrent un paysage de collines et de buttes tabulaires résiduelles, de faible altitude et de faible potentiel hydraulique ; quelques circulations souterraines horizontales d'ordre kilométrique apparaissent, et qui peuvent être à l’origine de dépôt (grotte Devigne) ;

  • au nord, axé sur l’Isle et 1’Auvézère, le petit causse de Cubjac ou causse périgourdin semble s’apparenter déjà aux causses, notamment celui de Martel.

10Ainsi, toutes ces unités déterminent-elles des modalités différentes d’écoulement de l’eau (préparation karstique des eaux, taille des émergences ou des ruisseaux, etc.), ayant des conséquences directes sur la formation des tufs et des travertins.

1.1 - CADRE MORPHOSTRUCTURAL ET HERITAGES MORPHOCLIMATIQUES

11Le cadre morphologique actuel s’appuie sur une structure géologique relativement complexe ayant reçu de multiples héritages morphoclimatiques.

1.1.1 - LES GRANDES FORMES STRUCTURALES

12On peut sans difficulté déterminer plusieurs unités morphostructurales.

A) Caractéristiques Générales

13* Un bassin sédimentaire en demi-cuvette : Schématiquement, le nord-est du Bassin Aquitain présente une structure en forme de demi-cuvette des terrains géologiques. Les plus anciens sont vers le nord-est, au contact du massif ancien. Cependant, ce schéma connaît quelques perturbations à la faveur d’accidents tectoniques (Fig. 1-1), comme le petit bassin d’effondrement de la vallée de la Coly ou la faille de Saint Cyprien. En règle générale, ces perturbations ne jouent pas un rôle fondamental dans les paysages morphologiques du Périgord-Quercy, sauf dans sa partie orientale.

14* Une succession de reliefs monoclinaux : leurs caractéristiques générales dépendent principalement :

  • de la nature des terrains qui les composent : la plus ou moins grande massiveté (épaisseur, dureté) des niveaux durs détermine le niveau de conservation de la forme et sa continuité dans l’espace ;

  • de leur alignement sur un axe structural : de type faille, c’est le cas notamment de la grande cuesta bordière établie dans les terrains jurassiques [BARRERE, 1963, 1965], en contact avec le Massif Central, ou de type flexure, concernant la cuesta des terrains crétacés, en Périgord notamment ;

  • de la présence d’un axe de drainage contribuant à son dégagement : la présence d’un ruisseau en position orthoclinale est souvent responsable du dégagement plus ou moins important de la côte ;

15* Cette disposition détermine plusieurs grands ensembles morphologiques délimités par ces formes structurales.

B) Les grands ensembles morphostructuraux

16Ils recoupent donc les grands ensembles géologiques régionaux.

1°) Les Plateaux Et Buttes Des Terrains Cénozoïques

17* Les terrains tertiaires affleurant à l’ouest du Périgord-Quercy peuvent être décomposés schématiquement, en trois ensembles correspondant à la région de Cadouin et la vallée de la Couze, (Fig. 1-1) :

  • des modelés en creux dans les terrains éocènes : un premier ensemble détritique composé principalement des terrains éocènes : sables grossiers, graviers, argiles, molasses sur une épaisseur d’environ 120 m [DUBREUILH, 1988] surmontés par des calcaires (30 m d’épaisseur environ). Les changements latéraux de faciès sont nombreux. Ces terrains d’origine fluvio-lacustre sont issus du démantèlement des massifs anciens lors des grandes phases érosives chaudes et/ou humides tertiaires. Ils ont été plus ou moins remaniés et érodés lors de l’installation du réseau hydrographique à la charnière du Pliocène et du Quaternaire, puis ont subi l’attaque des phases érosives froides au Quaternaire. Ils donnent principalement des modelés en creux ;

  • des petits plateaux et des buttes oligo-miocènes : un deuxième ensemble d’origine essentiellement lacustre composé des terrains oligocènes et miocènes : reposant sur des formations de molasses (formation dite « du Fronsadais », environ 75 m d’épaisseur), ces terrains calcaires (formations dites « de Castillon, de Monbazillac et de l’Agenais » ; épaisseur : 50 m cumulés) sont issus de dépôts chimiques dans de « vastes étendues lacustres à inondation temporaire » [DUBREUILH, 1988]. Là aussi, les changements latéraux de faciès sont nombreux. Les phases érosives ont mis en relief ces formes à l’origine en creux, avec des buttes plus ou moins karstifiées ou de petits plateaux. Dans l’ensemble, ces plateaux présentent la plupart du temps une structure monoclinale. La plupart des altitudes reste inférieure à 200 m. Entre ces différents niveaux calcaires, viennent s’intercaler des sédimentations plus détritiques (molasses du Fronsadais, argiles vertes, molasses de l’Agenais). Ces paysages marquent la transition avec ceux de l’Agenais, plus au sud. Ces secteurs correspondent à la rive gauche de la Crempse (affluent de l’Isle) et à la rive droite de la Lémance (affluent du Lot).

18Les reliefs prennent plus de vigueur avec les plateaux meuliérisés du secteur de Domme, avec le plateau de Bord, et de la Forêt de la Bessède, près de Cadouin.

19* Les aptitudes de ce secteur à la constitution d’aquifères de grande envergure sont faibles. De nombreuses petites sources avec un débit souvent inférieur à 5 l/s en étiage, [DUBREUILH, 1988] drainent de fréquents niveaux aquifères captifs. Ces derniers sont issus de la répétition de niveaux imperméables.

2°) Les Plateaux Des Terrains Crétacés : Le « Causse Vert »

20Ils s’étendent sur l’ensemble du Périgord jusqu’à la vallée de la Lémance incluse. Cette appellation [MARCHAND, 1980] de « Causse Vert » tient au fait que les terrains de couverture de ce secteur permettent le maintien d’une végétation boisée relativement dense, qui contraste avec l’infiltration systématique des eaux dans le causse. Le contact avec les terrains tertiaires s’effectue par le biais d’une flexure qui fait réapparaître ces terrains secondaires, selon un axe Saint Géry-Bergerac-Fumel (Fig. 1-1). La transition avec la zone crétacée s’effectue en douceur, les formations tertiaires n’étant pas assez massives pour offrir un véritable paysage de cuesta ou une autre structure.

21* Une formation carbonatée détritique : seul le Crétacé supérieur est représenté en Périgord (lacune sédimentaire complète du Crétacé inférieur). Composé principalement de sédimentations carbonatées d’origine marine, sa puissance totale est de 614 m au forage de Saint Géry, limite ouest du secteur, [SERONIE VIVIEN, 1965] :

  • le Cénomanien ; épaisseur : 31 m ; calcaires, grès, argiles et lignites ;

  • le Turonien ; épaisseur : 92 m ; calcaires crayeux et sableux ;

  • le Coniacien ; épaisseur : 79 m ; calcaires sableux, marnes, calcaires à silex ;

  • le Santonien ; épaisseur : 85 m ; calcaires gréseux et sableux, calcaires à silex ;

  • le Campanien ; épaisseur : 200 m ; calcaires marneux et sableux ;

  • le Maastrichtien ; épaisseur : 127 m ; calcaires à silex et sableux.

22L’épaisseur de cet ensemble diminue au fur et à mesure que l’on se dirige vers l’est, pour n’atteindre que 350 m environ au niveau de Sarlat. Certaines formations changent de composition, allant toujours dans le sens d’un plus grand détritisme vers l’est [CAPDEVILLE, 1986]. Le Cénomanien est toujours peu épais et discontinu spatialement. Le Turonien et le Coniacien surtout gagnent en épaisseur, au détriment des séries supérieures : le Santonien, le Campanien et le Maastrichtien.

23* Des reliefs nivelés : cet ensemble détermine plusieurs plateaux organisés autour des différents axes structuraux, dont les formes sont aujourd’hui complètement nivelées ou très estompées. A l’image du synclinorium de la Bouriane (axe Sarlat-Gourdon), seule forme dégagée par l’érosion [MIANES, 1956], ces structures sont axées NW-SE (photo 1-1). Cette orientation générale provient des phases orogéniques pyrénéennes à l’Éocène inférieur, qui ont fait rejouer les accidents tectoniques situés sous la couverture sédimentaire mésozoïque [MARCHAND, 1971].

Figure 1-3 : Coupe géologique schématique des formations tertiaires et contact avec les terrains crétacés.

Photo 1-1 : Vue générale de la dépression de la Bouriane, dans le secteur de Gourdon.

24* De puissantes altérations d’âge tertiaire : elles ont produit une épaisse couche d’altérites argileuses ou sableuses atteignant 50 m d’épaisseur en moyenne [SALOMON et ASTRUC, 1992|. Ces altérites sont bien conservées car l’essentiel de ces formations provient de la désagrégation in situ des calcaires, alors qu’en Quercy, à deux exceptions près, ce manteau d’altération, moins épais, a été décapé. Ceci a des conséquences importantes dans l’organisation du réseau hydrographique ainsi que dans la constitution de niveaux aquifères. La présence de niveaux impérméables au sein de ces altérites a joué un rôle important dans l’organisation du réseau hydrographique de surface, en servant de point de départ (« collecteur ») à de petites vallées aujourd’hui sèches [MARCHAND, 1971]. Elle constitue également l’amorce du réseau hydrographique secondaire actuel, sous la forme de nombreux sourcins.

25* De nombreuses unités de drainage : compte tenu de ces facteurs géologiques, la morphologie d’ensemble de ce secteur est très disséquée en de nombreuses unités de drainage de taille modeste. Ce sont la plupart du temps des plateaux ou des collines, drainés par des sources de petite taille.

26Les reliefs ne prennent de l’ampleur qu’aux abords des grandes vallées (Dordogne, Vézère, Isle, principalement). Les variations latérales dans les calcaires qui composent ce secteur, et la proximité d’un axe de drainage important, entraînent des nuances dans les paysages et individualisent quelques secteurs bien particuliers : vallée des Beunes, secteur des Pechs du Sarladais, par exemple.

27* Un fréquent contact par faille et par cuesta : le contact avec les formations calcaires jurassiques s’effectuent selon deux modalités différentes :

281) c’est le plus souvent un contact par faille, surtout dans les parties septentrionale et méridionale des affleurements crétacés. Ces failles, dont les compartiments sont pour la plupart nivelés, ne se remarquent guère dans les paysages. Elles jouent cependant un rôle certain dans l’individualisation des unités de drainage et peuvent parfois s’accompagner d’un léger hydrothermalisme (sources de type « thermominérale »). Cependant, le réseau hydrographique ne respecte pas toujours cette structure puisqu’il traverse parfois ces failles comme la vallée de la Chironde, affluent du Coly ;

292) dans le cas du synelinorium sarladais, le contact s’effectue par le biais d’une cuesta, souvent mal dégagée, car les contrastes lithologiques ne sont pas bien marqués, à l’exception de deux secteurs [HOFFMANN, 1992] :

30* au niveau du village de Salignae (vallée de la Borrèze), les niveaux plus durs du Coniacien ont permis la conservation d’un front de côte de 50 à 70 m de hauteur environ, ce dernier étant aligné sur une faille. Ces niveaux durs arment le plateau de Salignae (structure monoclinale) qui sert dans ce secteur de « château d’eau », puisqu’il est à la base de l’alimentation de trois cours d’eau [HOFFMANN, 1992] :

  • au nord, la Chironde et son affluent l’Hyronde partent en direction du ruisseau du Coly qui s’écoule dans un secteur déprimé (bassin d’effondrement, Fig. 1-8) ;

  • à l’est, les principales sources donnant naissance au ruisseau de la Borrèze, se situent au pied de la cuesta qui délimite ce plateau ;

  • au sud, c’est une situation similaire avec les sources de l’Enéa.

31Dans ce secteur, ce cours d’eau est responsable du dégagement de la cuesta mais aussi de la dissection importante du front de côte. Ici, on ne peut pas à proprement parler de véritable dépression périphérique, car le bassin présent au pied de la cuesta, se situe également à cheval sur son tracé (Fig. 1-8) ; il s’agit d’un paléo-poljé de type « plaine » rattachable à la formation du karst à butte de type « pech » [paléocryptokarst d’origine tropical exhumé - SALOMON et ASTRUC, 1992] ;

32* de part et d’autre de la vallée de la Dordogne, qui y effectue une percée cataclinale, la cuesta se double d’une avant-côte formée par les niveaux du Turonien plus crayeux dans ce secteur. Elle est particulièrement visible au sud de la Dordogne. Cette cuesta double se trouve sur une flexure, responsable de la réapparition des terrains jurassiques dans cette région.

33Cet axe structural est responsable de la conservation de la cuesta en bloquant son évolution du fait de l’accentuation des pendages [FENELON, 1951], mais également de l’absence de dépression orthoclinale bien dessinée au pied du revers. Parfois, le ruisseau qui coule en position orthoclinale, responsable du dégagement de la cuesta, possède une vallée un peu plus large que la normale (vallée du Tourne-feuille, par exemple) mais ceci est loin d’être une règle générale. Le plus souvent, cet accident structural demeure très discret dans le paysage et s’apparente aux cuestas en « downs », c’est-à-dire à forme très adoucie [BARRERE, 1965].

34* Des plateaux de faible altitude : les plateaux du Périgord crétacé sont de faible hauteur, la plupart du temps comprises entre 200 et 300 m d’altitude. Globalement, elles s’abaissent d’est en ouest.

35La répétition des niveaux calcaires facilite la formation de niveaux aquifères importants. La présence de placages d’altérites plus ou moins imperméables permet la constitution de nombreuses petites unités de drainage de surface, mais c’est dans les calcaires que l’on trouve les aquifères les mieux structurés [CAPDEVILLE, 1986]. Leur forte karstification permet l’infiltration rapide des eaux météoriques et la constitution de nappes importantes. Cependant, à la différence des causses orientaux, de fréquents remplissages argilo-sableux temporisent et amortissent le fonctionnement des sources.

Figure 1-4 : Coupes synthétiques des terrains crétacés (sondage de Saint Géry et synclinorium sarladais).

Figure 1-5 : Coupe géologique schématique du synclinorium sarladais et contact avec les terrains jurassiques (d’après MARCHAND, 1971).

Figure 1-6 : Lithostratigraphie des séries carbonatées des Causses du Quercy (d’après RENAULT, SIMON-COINÇON et ASTRUC, 1992).

Figure 1-7 : Coupe géologique simplifiée du contact du Causse de Martel avec le massif ancien, au niveau de la vallée de la Tourmente, (inspiré de BARRERE, 1965).

3°) Les Causses Jurassiques

36* Deux grandes unités importantes : les deux grands ensembles concernés sont du nord au sud, en contact avec le Périgord :

  • entre les rivières de la Vézère et de la Dordogne, le Causse de Martel,

  • entre Dordogne et Lot, le Causse de Gramat.

37Deux autres secteurs de moins grande extension spatiale, sont à rattacher à ces causses, représentant une transition entre ces causses et le Périgord :

  • les plateaux de la vallée du Céou (Causse de Florimont Gaumier-Dégagnac) ;

  • le petit Causse de Cubjac ou de Saint Orse (Causse Périgourdin).

38* Des séries carbonatées épaisses : les couches géologiques se disposent globalement d’ouest en est, les plus récents étant vers l’ouest [DELFAUD, 1969, 1980]. L’analyse du schéma lithostratigraphique (Fig. 1-6) fait ressortir une épaisseur moyenne des sédiments de 1100 à 1500 m, essentiellement carbonatés.

39Seuls deux étages comportent de véritables terrains imperméables marneux ou argileux : le Domérien-Toarcien qui sert d’assises à la grande cuesta bordière déjà mentionnée, et le Kimméridgien qui comporte certains niveaux de calcaires marneux semi-karstifiables. Vue la très grande variabilité des épaisseurs de chaque étage, les valeurs avancées représentent une moyenne de ce que l’on rencontre le plus fréquemment :

  • le Lias (Hettangien, Sinémurien, Carixien) ; épaisseur : 90 m ; grès, calcaires et dolomies ;

  • le Lias (Domérien, Toarcien) ; épaisseur : 80 m ; calcaires gréseux, marnes noires ;

  • le Bajocien - Bathonien inférieur ; épaisseur : 210 m ; calcaires oolithiques et sublithographiques ;

  • le Bathonien moyen et supérieur, le Callovien ; épaisseur : 140 m ; oolithes, calcaires blancs et gris ;

  • l’Oxfordien ; épaisseur : 125 m ; calcaires oolithiques et micritiques ; -le Kimméridgien ; épaisseur : 280 m ; brèches, calcaires et marnes ;

  • le Portlandien ; épaisseur : 180 m ; calcaires micritiques et dolomicrites.

40* Du point de vue de la structure, il est nécessaire de séparer l’étude des Causses de Martel et de Gramat (Fig. 1-8) :

41I) un contact assuré par la grande cuesta bordière : le Causse de Martel, au nord, est bien délimité par une série de failles, qui le mettent en contact avec les autres ensembles :

421) au nord, avec le Bassin de Brive ; cette dépression, établie dans les séries de grès permo-triasiques, sert de contact entre le massif ancien, et les entablements carbonatés mésozoïques [PRUD’HOMME et VIGNEAUX, 1970]. La dépression proprement dite est établie dans des formations tendres mésozoïques (Trias), surplombée à l’est, par des niveaux de grès plus durs paléozoïques [Permien ; BARRERE, 1965].

43Le contact entre le causse et le bassin s’effectue par l’intermédiaire de la seule forme structurale importante de l'ensemble du Périgord-Quercy : la grande cuesta bordière. Cette dernière est formée par les deux séries très karstifiables de ce secteur : le Bajocien et le Bathonien, soit environ 300 m d’épaisseur cumulée. Elle repose sur deux séries gréseuses très épaisses : le Domérien et le Toarcien, soit 80 m. Ce contraste lithologique est typique des formes en côte [VIERS, 1967 ; DERRUAU, 1974].

44Dans ce secteur, au niveau de Terrasson - Larche notamment, la cuesta est souvent disséquée en de nombreuses buttes, du fait de l’importance du faillage et de la faiblesse des niveaux durs calcaires [BARRERE, 1965]. Le Bassin de Brive sert en quelque sorte de dépression périphérique à la cuesta ; il est limité au sud par une grande faille, celle de Condat-Meyssac : cette dernière, à regard vers le sud, possède un rejet de l’ordre de 300 à 400 m au contact avec les failles du système bordier du massif ancien. Mais elle est presque entièrement nivelée dans le secteur du Causse de Martel ;

452) à l’est, un contact très net avec le massif ancien (Fig. 1-7) : la cuesta s’oriente très vite nord-sud et établie sa dépression périphérique dans le Lias. Celle-ci demeure modeste en dimension et sa topographie est accidentée : des niveaux de calcaires basiques et triasiques forment de petits reliefs monoclinaux dont l’organisation reste perturbée par le faillage important de cette zone [BARRERE, 1965]. Cette dépression périphérique est implantée sur un dôme (bombement anticlinal), aujourd'hui évidé et mis en inversion de relief (zone la plus basse). Dans ce secteur, comme plus au sud (Causse de Gramat), la cuesta détache de fréquentes buttes témoins relativement massives. L’axe de drainage secondaire est le ruisseau de la Tourmente, affluent de rive droite de la Dordogne. Responsable du dégagement de cette cuesta et de la formation des buttes témoins (butte du Puy d’Issolud, près de Vayrac, par exemple), il reçoit les nombreuses sources affluentes qui ressortent au contact des terrains imperméables (marnes). L’action de la Dordogne, toute proche, a du exercer une influence importante dans ces phénomènes. De plus, elle a opéré une percée cataclinale de 2,5 km de largeur dans des niveaux calcaires très durs. Malgré la résistance de ces roches, cela souligne l’importance des phénomènes d’érosion dans cette région, tant aréolaires (surfaces d’érosion) que linéaires (incision du réseau hydrographique) ;

463) à l’ouest, le contact avec les terrains crétacés prend moins d’ampleur : schématiquement, le contact débute par une faille : celle de Condat-Meyssac, qui, dans ce secteur, est presque totalement nivelée. Plus au sud, elle est relayée par la cuesta du Coniacien déjà décrite. L’axe de drainage de ce secteur est la vallée de la Borrèze.

47* Les caractéristiques hydrologiques de ce causse, indissociables de l’étude des formes karstiques, seront analysées ultérieurement. Cependant, trois sous-unités composent ce plateau :

  • le sous-bassin de la vallée de la Coly au nord-ouest est bien délimité dans sa partie ouest, au contact de la vallée de la Vézère (petit bassin d’effondrement), la limite à l’est étant plus imprécise avec une zone d’infiltration à dolines ;

  • en contact avec la zone de la Coly, la vallée de la Couze représente le drain secondaire de la partie nord-est du causse (affluent de la Vézère), au contact du Bassin de Brive ;

  • enfin, l’ensemble de la partie méridionale du causse est drainé par la Dordogne. Deux sous-unités sont bien individualisées : à l’ouest, la vallée de la Borrèze se situe au contact des formations crétacées et des aplanissements kimméridgiens peu karstifiés de la région d’Eyvigues [HOFFMANN, 1992] ; à l’est, il s’agit de la vallée de la Tourmente et du secteur de la cuesta bajocienne.

48II) Un contact plus complexe pour le Causse de Gramat :

49* à l’ouest et au nord, le karst de la vallée du Céou : la faille de Saint Cyprien fait réapparaître les terrains jurassiques au sein des formations crétacées (Fig. 1-9). Ce secteur est coincé entre les terrains crétacés à l’ouest et la terminaison méridionale de la Bouriane. Il abrite la vallée du Céou, principal drain de ce secteur après la Dordogne et la Vézère, établie dans des formations kimméridgiennes et portlandiennes plus ou moins karstifiées : karst portlandien à dolines, Causse de Florimont Gaumier, par exemple. Cette unité sert de transition entre le Périgord crétacé et le Quercy jurassique du Causse de Gramat proprement dit ;

50- à l’ouest et au sud, un contact peu net avec le bassin de la Masse et du Vert : le contact entre formations crétacées et terrains jurassiques n’a pas permis le dégagement de formes structurales très nettes. En effet, la faible épaisseur des calcaires crétacés (Coniacien-Santonien :110m d’épaisseur seulement) ne permet que des collines empâtées par les altérites, au pied desquelles coulent la Masse, affluent du Vert. Ici, une série de failles accélère la réapparition des terrains jurassiques (en petits gradins). Les vallées du Céou et du Vert forment une unité de paysage (karst portlandien à dolines, Causse de Mongesty) ;

51* à l’est et au nord, ce contact se complique et permet d’individualiser deux unités :

521) au niveau de la vallée de la Dordogne, le Causse de Padirac : il sert de transition avec les formations basiques et cristallines (Fig. 1-8). Coincé à l’ouest par la faille de Padirac, il est limité à l’est par la grande cuesta bordière du Bajocien. Cette dernière prend ici de l’ampleur avec 300 m de commandement, du fait de la plus grande épaisseur des calcaires bajociens et bathoniens. L’apparition de nombreuses sources occasionnent la formation de plusieurs reculées importantes comme Autoire et Loubressac par exemple. La genèse de ces reculées s’explique également par de nombreuses fractures transverses au faillage exploitées par des sources alimentées par le causse, la faille de Padirac étant une zone d’infiltration préférentielle de l’eau [BARRERE, 1965]. Le dégagement de la cuesta est du en partie à la présence de la Bave, affluent de rive gauche de la Dordogne. Ici, la cuesta se double d’une avant côte établie dans les calcaires basiques (secteur de Gintrac, par exemple). Ce dégagement a été d’autant plus important que la Dordogne est proche. Cependant, là encore, la formation de la dépression périphérique est restée à un stade embryonnaire : elle se devine dans le secteur de la confluence de la Bave avec la Dordogne, au pied de l’avant côte, à la hauteur du château de Castelnau-Bretenoux ;

532) au contact du petit Causse de Padirac, le bombement anticlinal de Miers-Alvignac : un léger bombement anticlinal fait réapparaître les terrains imperméables du Lias dans le secteur de Miers-Alvignac. Limité au sud par une faille orientée est-ouest (faille d’Alvignac), ce bombement a une forme de demi-dôme, surplombant par une série de petits crêts, les aplanissements du centre du Causse de Gramat (surfaces d’érosion tertiaires). Cette réapparition de terrains imperméables ou semi-imperméables au sein de calcaires très karstifiés permet le maintien temporaire d’une circulation aérienne jusqu’au pertes de Roque de Cor (ou de Roc de Cor) et du Saut de la Pucelle, ou de façon plus permanente avec les sources de l’Alzou, drain secondaire de ce secteur.

54Plus au sud, dans le secteur de Lacapelle-Marival et jusqu’au nord de Figeac, une dépression demeurée au stade embryonnaire s’est établie dans les terrains semi-imperméables du Lias (calcaires marneux), permettant là aussi, la naissance de petits cours d’eau aériens [BARRERE, 1965]. Ces derniers s’infiltrent très vite au contact du causse (pertes de Thémines, Théminettes, d’Issendolus, du Higounet, etc.) pour réapparaître dans la vallée de l’Alzou et former les sources de l’Ouysse ;

Figure 1-8 : Schéma morphostructural simplifié du contact des causses de Martel et de Gramat (partie nord) avec le Massif Central (inspiré de BARRERE, 1965).

Figure 1-9 : Coupe géologique simplifiée du nord ouest du Causse de Gramat au contact de la Bouriane (vallée du Céou), (inspirée de ASTRUC, 1990).

Figure 1-10 : Coupe géologique simplifiée de l’est du Causse de Gramat en contact avec le massif ancien, (inspirée de BARRERE, 1965).

553) au sud, le front de cuesta du Kimméridgien et la vallée du Vers : tout le sud du causse de Gramat est drainé par le Lot et ces affluents. À l’est du Causse de Mongesty, la plus grande épaisseur des séries calcaires et marneuses, ainsi qu’un plus grand contraste de dureté entre les deux, permettent l’apparition d’un front de côte (cuesta du Portlandien et du Kimméridgien). Il est aligné nord-sud, le long de la vallée du Vers, affluent de rive droite du Lot. Mais les formes restent modestes, et notamment sans aucune dépression périphérique vraiment visible. Là aussi, le dégagement de ce front doit beaucoup à l’action du Vers et la proximité du Lot ;

56- plus à l’est, la vallée du Célé : principal affluent du Lot, elle entaille vigoureusement ces plateaux calcaires. Ces deux cours d’eau ont profité d’un fossé tectonique situé au sud de Figeac-Capdenac, pour pouvoir pénétrer dans le Causse de Gramat. Ce fossé se situe à la rencontre des deux grandes failles du système bordier du Massif Central : la faille de Beaulieu sur Dordogne venant du nord, limitant à l’est les causses de Martel et Gramat, et la faille de Villefranche du Rouergue limitant le Causse de Limogne au sud [BARRERE, 1965|.

Figure 1-11 : Schéma morphologique simplifié d’un méandre de la vallée de la Dordogne, (type cingle de Trémolat, inspiré de BARRERE, 1965).

4) Caractéristiques générales des grandes vallées du Périgord et du Quercy

57Ces vallées jouent un rôle fondamental dans la morphologie de ces régions et leur étude recoupe différentes problématiques qui sont au centre de l’étude des tufs et travertins : établissement du niveau de base karstique, raccordement avec les niveaux de terrasses alluviales, par exemple.

58Schématiquement, les deux principaux traits caractéristiques de ces grandes vallées allochtones demeurent la présence de train de méandres et de plusieurs niveaux de terrasses alluviales étagées. Cela concerne à des degrés divers les trois grands axes de drainage majeurs : l'axe Isle-Auvézère, Taxe Dordogne-Vézère, et l’axe Lot-Celé.

a) Genèse et organisation générale des vallées à méandre

59Localisation et structure des méandres : les principaux secteurs de méandres se situent sur les vallées de la Dordogne et du Lot. Leur formation tient principalement a leur mode de mise en place, issue de l’alternance de phases d'érosion et d’incision, et à leur lieu d’implantation BARRERE [1965] remarque très justement que la présence de méandres et la vigueur de leur encaissement, croît du nord au sud de l'Aquitaine septentrionale. En effet, ces derniers sont relativement discrets et peu encaissés sur la Charente (secteur en amont d'Angoulême), ainsi que sur la Dronne (secteur de Brantôme, en Périgord). Il en est de même pour l'Auvezère et l'Isle en amont de Périgueux. Ils commencent tout piste a prendre de l'ampleur sur la Vézère, entre Montignac et Le Bugue.

60Des travaux plus récents concernant la genèse de ces méandres insistent sur le rôle du soulèvement des marges des bassins sédimentaires [DESHAIES, 1994]. L’importance des volumes d'eau mis en œuvre semble également un facteur important, expliquant la localisation préférentielle de ces méandres dans les secteurs de confluence. Il permet de rendre compte également de la présence de méandres dans des sédiments meubles, là où l’on ne peut pas faire intervenir la tectonique.

61Trois secteurs sur la Dordogne abritent des méandres : d’est en ouest, Souillac, Domme et Trémolat en amont de la Lalinde, et deux secteurs sur la vallée du Lot : en amont (petits méandres) et en aval de Cahors (grands méandres). Leur calibre semble associé à la nature des calcaires [BARRERE, 1965]. Leur taille est en effet plus modeste dans les calcaires francs et massifs du Dogger (Bajocien-Callovien), comparés à ceux situés dans les calcaires marneux du Malm (Kimméridgien-Portlandien) et dans les calcaires crétacés. Ceci est peut être lié à la difficulté de percer des calcaires plus durs.

62De plus, les plus grands méandres se situent au point de confluence des eaux, soit avec des drains importants (grand amphithéâtre concave du cingle de Trémolat, après la confluence Dordogne-Vézère), soit avec des drains secondaires (cingle de Montfort, après la confluence Dordogne-Enéa, secteur de Luzech sur la vallée du Lot). Dans ces secteurs, la morphologie de ces méandres est typique (Fig. 1-11) :

  • falaise rocheuse de l’amphithéâtre de rive concave recoupant une valleuse (petite vallée sèche, suspendue au-dessus du lit actuel d’une rivière) ;

  • lobe convexe abritant des niveaux de terrasses alluviales superposés (terrasse polygénique) ;

  • désadaptation du lit actuel de la rivière par rapport au calibre de la vallée ;

  • fréquentes cascades de tufs assurant le rattrapage par le réseau hydrographique secondaire, du niveau de base de la vallée dans les secteurs de confluence.

63* La mise en place du réseau hydrographique : toutes les grandes vallées du Périgord-Quercy sont surimposées aux surfaces d’érosion qu’elles recoupent [BARRERE, 1965 - MARCHAND, 1980]. Elles se sont établies à partir de grands couloirs d’âge pliocène, dont l’orientation devait vraisemblablement être proche des grandes vallées actuelles. L’établissement du réseau hydrographique définitif date également de cette période, à la charnière plio-quaternaire. Leur tracé original devait être sinueux, au gré des confluences multiples avec le réseau secondaire. Certains secteurs gardent encore des traces de ces anciennes sinuosités, principalement dans l’orientation des affluents secondaires dans les secteurs de confluence. Ces grands couloirs se sont ensuite encaissés au fur et à mesure des crises morphoclimatiques quaternaires, alternant phases d’incision et phases d’alluvionnement (dépôt de terrasse).

64Sans remettre en cause ce grand mécanisme d’alternance incision-alluvionnement, il est nécessaire de le nuancer spatialement. Tout comme pour la période actuelle, ces phases varient d’un secteur à l’autre. Ainsi, pour une même vallée, dans le même intervalle de temps, on peut trouver un secteur en phase d’incision, alors qu'un autre est en phase d'alluvionnement [SALOMON, comm.orale].

65* La mise en place des méandres : dès que cette incision atteint une centaine de mètres de profondeur, débute alors le processus de formation des méandres. Dans les zones de confluence s’amorce la formation de grands amphithéâtres concaves (secteur des « cingles » de la vallées de la Dordogne), par aggravation des sinuosités de la rivière [BARRERE, 1965]. La formation de ces méandres requiert une force érosive suffisamment importante pour entailler parfois jusqu’à 200 m d’épaisseur de calcaires. Cette force provient des crises morphoclimatiques froides quaternaires : les eaux de fonte glaciaire provenant du Massif Central, chargées d’éléments cryoclastiques, ont attaqué ces bassins de confluence, en travaillant essentiellement par érosion latérale. A ce niveau, la notion de volume d’eau mis en œuvre dans l’évolution des méandres est fondamentale.

66* Le rôle de la structure : ces phases d’érosion latérale ont alterné avec des phases d’incision du lit de la rivière, permettant alors l’encaissement du méandre, jusqu’à sa forme actuelle. Ce mécanisme général de formation des méandres ne joue pas de la même façon selon la dureté des roches. La présence de roches plus tendres (niveaux marneux, par exemple) a facilité le travail d’incision et d’encaissement. Si cette présence est trop importante, on aboutit à la formation de bassins en lieu et place du méandre, par élargissement. Enfin, dans le détail, la forme du méandre reste conditionnée par la présence de petites dislocations qui déforment et dilatent plus ou moins le méandre, à l’image du méandre pincé de Luzech axé sur une faille, dans la vallée du Lot. Elle reste soumise également à l’importance de la confluence (petit m, ou affluent secondaire). Ainsi, évolue-t’on du méandre pincé des formations calcaires dures sur la vallée du Lot (ville de Cahors, par exemple), jusqu’à l’éperon recoupé du méandre de Gluges sur la vallée de la Dordogne (Fig. 1-12).

Figure 1-12 : Schéma morphologique simplifié de la vallée de la Dordogne entre Souillac et Martel (méandres et haute terrasse alluviale).

b) Genèse et morphologie des terrasses alluviales

67La genèse de ces terrasses est sans nul doute très complexe et illustre l’un des épisodes morphoclimatiques majeurs de l’histoire du Périgord-Quercy. Il est impossible ici de condenser toute l’information concernant cet aspect et seules les grandes lignes seront abordées (formation, étagement, composition). Notamment, il est nécessaire de relativiser ce mécanisme de formation générale, en tenant compte de la spécificité morphologique de chaque secteur de vallée, et qui influe directement sur la compétence des cours d’eau. Cette nuance permet alors d’expliquer pourquoi chaque système de terrasse est différent des autres (fig. 1-14).

68FENELON [1951] distingue 4 niveaux de terrasses « mortes » et 2 niveaux de terrasses « vives » dans le secteur de Bergerac, sur la vallée de la Dordogne. Tous ces niveaux représentent des terrasses d’érosion, au sens où leur mise en place a été précédée par une phase d’incision. Elles sont alors à distinguer des terrasses de remblaiement, issues du simple mécanisme d’alluvionnement (perte de compétence du cours d’eau), sans phase d’incision. Ces dernières sont très rares en Périgord-Quercy et de faible extension, à l’exception de l’extrême ouest du Périgord [FENELON, 1951]. Au sein des 4 niveaux de terrasses mortes, le premier fait plutôt figure de niveau d’érosion perché au dessus de la vallée, niveau d’âge pliocène, semble-t’il. Les trois autres représentent véritablement des terrasses alluviales d’âge pléistocène ancien, rissien (Acheuléen) et würmien (Moustérien, niveau à Elephas Primigenius).

69* Les grands niveaux de terrasses alluviales : TEXIER [1983 ; in MARCHET, 1991] distingue lui aussi 4 grands niveaux de terrasses alluviales (Fu à Fx, classification des cartes géologiques), de la période anté-mindelienne jusqu’au Würm (Fig. 1-13). Ils sont précédés de deux formations d’âge fini-pliocène et pléistocène ancien (respectivement Fs et Ft).

70Tous ces niveaux sont à mettre en relation avec les différents épisodes glaciaires dans un contexte d’alternance rhexistasie-biostasie (enfoncement progressif des vallées et du niveau de drainage karstique) : en phase rhexistasique, assimilables aux périodes glaciaires, les couvertures détritiques des causses et du socle sont décapées et alimentent des épandages alluviaux. Leur importance est proportionnelle à l’intensité des périodes glaciaires, plus importante au Pléistocène ancien et moyen (pré-Mindel et Mindel, niveaux de terrasse Fu et Fv). En phase de biostasie, assimilable aux interglaciaires, les rivières surcreusent le niveau de terrasse précédent puis le substratum calcaire, abaissant le niveau de base local et de drainage karstique. Des niveaux d’altération se développent parallèlement sur les terrasses alluviales. Là encore, l’intensité de l’incision est fonction de la durée de l’interglaciaire, beaucoup plus courte au Pléistocène supérieur, ce dernier étant marqué par une répétition fréquente d’interstades ne permettant pas une incision importante (terrasses Fw et Fx). D’importants niveaux de terrasses, peu épais mais très étendus spatialement, se mettent en place pendant cette période, au Riss et au Würm.

Figure 1-13 : Encaissement progressif des vallées en Aquitaine et formations associées (alluvions de plateaux et terrasses alluviales) durant le Pléistocène (d'après TEXIER. in MARCHET. 1991).

Figure 1-14 : Niveaux d’alluvions étagés des principales rivières du Périgord-Quercy.

71Toutefois, ce schéma général convient d’être nuancé, notamment au niveau de la concordance entre phases froides et édification d’une terrasse. Il faut tenir compte de l’influence de la tectonique qui s’affranchit des conditions climatiques et qui sert de moteur à l’incision des vallées par les cours d’eau. De même, les situations très différentes d’un cours d’eau à un autre peuvent s’expliquer par la dynamique de mise en place des terrasses. Comme à l'heure actuelle, on peut observer sur un même cours d’eau des secteurs où domine l’accrétion et des zones d’incision des niveaux alluviaux en place, alors que le contexte climatique est le même [SALOMON, 1997].

72La plus ou moins grande conservation de ces terrasses, au sein des vallées du Périgord-Quercy, est surtout fonction de leur âge. Cependant, les situations sont très différentes d’une vallée à l’autre (Fig. 1-14).

73I) L’encaissement des vallées est beaucoup plus prononcé sur les vallées principales (Dordogne surtout, Lot et Vézère) que sur les vallées secondaires (Isle, Auvézère), alors que toutes ces rivières traversent les mêmes terrains géologiques. Ceci provient de la compétence des cours d'eau, plus importante sur les grandes rivières. Ainsi, la Dordogne s’impose-t’elle comme un véritable niveau de base local, jouant un rôle fondamental dans les modalités de drainage des différents plateaux karstiques qu’elle traverse.

742) Malheureusement, on ne peut pas disposer à l’heure actuelle, du même niveau d’informations concernant les systèmes de terrasses étagées. La figure 1-14 a été élaborée à partir de nombreux documents, et il est très délicat d’identifier de façon sûre, les différents niveaux (problème de distinction entre les niveaux, codes d’identification différents selon les auteurs, etc.). Néanmoins, à l’image des systèmes de terrasses de l’Auvézère et de l’Isle, trois phases peuvent être distinguées :

75- un premier niveau (Fs), très haut perché au dessus des vallées, est représenté par les alluvions pliocènes. Pour TEXIER [1979], il s’agit de nappes d’épandages d’alluvions provenant du Massif Central au sein de grands couloirs fluviatiles. Leur orientation n’est pas toujours en rapport avec celle du réseau hydrographique actuel, même s’il est toujours délicat de déterminer celle-ci avec précision. A ce titre, ce niveau ne peut pas être intégré aux systèmes de terrasses proprement dits. Son épaisseur, très variable, en fait cependant un des niveaux les plus importants. Il ne se trouve aujourd'hui conservé qu’en quelques points hauts (points bas portés en hauteur par inversion de relief) et témoigne de l’intensité des phénomènes d’alluvionnement à la charnière plio-quaternaire ;

76- deux niveaux (Ft et Fu), attribués au Pléistocène ancien, forment la partie supérieure du système de terrasses. Ils ne sont pas toujours bien représentés (ou problème d’identification ?), marquant chacun une étape singulière dans l’encaissement de ces vallées. Malgré une altération très poussée, leur composition reflète assez bien leur origine et repose sur une distinction nord-sud assez nette : galets provenant uniquement des terrains métamorphiques et cristallins (quartz, quartzites, granites, gneiss) du Limousin pour l’Au vézère, 1’Isle et la Vézère, auxquels peuvent se rajouter des galets et des cailloutis d'origine volcanique (basaltes essentiellement) pour le Lot et la Dordogne [FENELON, 1951]. Ces niveaux représentent des phases d’incision majeures des cours d’eau, entre 35 et 80 m sur la vallée de l'Isle, par exemple ;

77-plus ou moins bien représentée, la dernière grande phase d’encaissement des cours d’eau, soulignée par le niveau Fv, semble correspondre à la glaciation mindelienne. En cumulant les niveaux précédant, on obtient souvent plus de 90 % de l’encaissement total des cours d’eau ;

78-les deux autres grandes phases glaciaires (Riss et Würm, niveaux correspondants Fw à Fx) marquent une rupture dans l’établissement du réseau hydrographique et l’élaboration de l’étagement des terrasses. En effet, comme il semble que l’on ait assisté à une répétition de phases glaciaires plus courtes et séparées par des interstades plus longs, l’incision des cours d’eau à été moins forte. C’est ce qui explique également que les niveaux d’alluvions correspondants à ces différentes périodes soient mieux conservés et permettent un découpage plus fin (notamment le Riss avec la terrasse Fw, cf. Fig. 1-13). La terrasse du Riss est sûrement le niveau le mieux représenté au sein des systèmes étagés, dans le nord-est de l’Aquitaine, tout au moins.

79Par rapport aux niveaux supérieurs, leur intérêt est de renfermer également des industries préhistoriques plus riches ainsi que des ossements, permettant une datation plus précise des différents niveaux. Leur épaisseur est souvent plus faible, mais leur plus grande extension spatiale fonde leur intérêt morphologique. En effet, c’est souvent au sein de ces niveaux que peuvent s’intercaler des formations travertineuses. Cette situation est malheureusement très rare en Périgord-Quercy, malgré l’ancienneté de certaines formations. Pour le Lot, cela tient à la poursuite de son encaissement lors des dernières périodes würmiennes) ;

80- enfin, généralement situé en zone inondable, un dernier niveau noté Fy-z représente la terrasse de la fin du Pléistocène et du début de l’Holocène.

81Selon les classifications, ce niveau semble recouper plusieurs formations différentes, d’âge varié : complexe de fonds de vallée fini-glaciaire, petit niveau de remblaiement postglaciaire, terrasse historique, etc. Il est souvent composé de matériaux fins, des limons et des sables essentiellement.

823) Pour clore cette étude très rapide des terrasses signalons qu’à l’exception de la grande distinction nord-sud concernant la composition de ces différents niveaux (origine volcanique de certains galets au sud du secteur), la composition globale montre une grande hétérogénéité : galets de quartz, de schistes, de gneiss, de dolérites, de granite, silex, limons, argiles, sables, etc. Enfin, les apports locaux (matériel calcaire) sont assez faibles ou ont disparu par dissolution.

c) Morphologie de la vallée de la Dordogne

83Compte tenu des différents secteurs que la Dordogne traverse, sa morphologie est riche d’enseignements. Par exemple, l’étude de son encaissement permet de comprendre pourquoi la plupart de ses affluents secondaires se retrouvent perchés avec toutes les conséquences qu’entraîne une telle situation : établissement de cascades de tufs en confluence avec le réseau secondaire, potentiel hydraulique important, convergence des systèmes karstiques vers cette vallée, etc.

84* Une vallée très encaissée dans la zone cristalline : la Dordogne, rivière allochtone provenant des massifs volcaniques cantaliens, a déjà parcouru plus de 90 km quand elle pénètre sur le secteur d’étude. Sa vallée est profondément incisée dans les plateaux cristallins du sud du Limousin. Elle coule alors à une altitude moyenne de 160-170 m pour un encaissement de près de 350 à 400 m de profondeur. Sa vallée ne dépasse pas généralement 500 m de largeur.

85* Un lit qui s’élargit dans les formations du Lias : à l’image de la confluence Corrèze-Vézère qui s’effectue plus au nord dans le bassin déprimé de Brive, la Dordogne exploite pour orienter son cours la grande faille bordière, dans un premier temps. Elle se dirige ensuite très rapidement dans une zone déprimée établie dans le Lias marno-argileux, dépression périphérique de la grande cuesta bordière du Bajocien-Bathonien, et qui représente également un bassin de confluence hydrologique de plusieurs affluents secondaires :

  • dans un premier temps, la Cère et la Bave issues également du Limousin cristallin, en rive gauche. La Cère représente le premier véritable affluent que la Dordogne reçoit ;

  • dans un deuxième temps, en rive droite, la Tourmente et la Sourdoire, de gabarit plus petit ;

86Ce secteur, qui correspond à la zone de Castelnau-Bretenoux, se situe juste avant que la Dordogne, pénétrant dans les entablements calcaires jurassiques, les séparent en deux. Là, elle coule à une altitude moyenne de 130 à 120 m, d’est en ouest. La vallée, au contact de ces roches tendres, prend de l’ampleur, pour atteindre une largeur de 3 à 4 km ; l’encaissement y est moindre, de l’ordre de 200 m dans la grande boucle de Gintrac. Cette zone de confluence, unique par son ampleur, par le nombre d’affluents et en dimension, est d’une richesse morphologique remarquable. En quelques kilomètres se succèdent :

  • l’escarpement de ligne de faille de la grande faille bordière ;

  • les reliefs monoclinaux des rares niveaux calcaires basiques et des grès triasiques ;

  • la grande dépression périphérique établie dans le Lias ;

  • la grande cuesta bordière et l’énorme butte témoin de Vayrac ;

  • les terrasses alluviales étagées de la Dordogne et les falaises du rebord du Causse de Padirac.

87C'est également dans ce secteur que s’établissent les premières terrasses alluviales de la Dordogne. Leur taille atteint plusieurs kilomètres d’extension et ce n’est qu’à Bergerac que l’on retrouve un système d’une telle ampleur, à plus de 100 km en aval.

88* La vallée « jurassique » : un encaissement marqué et d’importants hydrosystèmes karstiques : alors que la Vézère contourne complètement le Causse de Martel, la Dordogne entaille vigoureusement les tables calcaires des causses quercynois. Dans cette zone, la physionomie de sa vallée change complètement. En effet, elle se resserre sensiblement pour atteindre à peine 1,5 km de large à Floirac. Dans un premier temps, son tracé demeure rectiligne pour devenir plus sinueux au niveau du « cirque » de Montvalent. À partir de là, se succède toute une série de méandres et de boucles de plus grande ampleur encore.

89Schématiquement, au contact des calcaires plus massifs du Dogger, les méandres sont de plus petites tailles et apparaissent en quelque sorte, plus « conformes » au méandre classique (symétrique), que dans les calcaires plus marneux du Malm où apparaissent les grandes boucles de Pinsac de Souillac et de Peyrillac. Dans le premier secteur, en amont de Pinsac, les variations d’angle d’attaque de la « falaise » calcaire par la rivière ont conduit à la formation de l’éperon recoupé de Gluges (méandre pincé puis recoupé, Fig. 1-12). Les différentes phases d’encaissement de la Dordogne ont conduit très vite au perchement du méandre de Creyssac à plus de 30 m au-dessus de la rivière. Dans ce secteur, la vallée ne s’élargit qu’au droit des méandres (de l’ordre de 1,5 km en moyenne) et son encaissement évolue autour de 150-200 m. La Dordogne se situe alors à près de 100 m de hauteur absolue, au-dessus du niveau de la mer.

90Comme l’on se situe dans une zone très karstifiée, les circulations aériennes des affluents secondaires disparaissent au profit de circulations souterraines, de très grande ampleur dans ce secteur. A ce titre, on peut véritablement parler de bassin de confluence karstique avec 4 grandes résurgences :

  • la résurgence des Limons ;

  • la source du Moulin de Cacrey ;

  • la Fontaine Saint Georges (résurgence du ruisseau souterrain de Padirac) ;

  • la Fontaine de Briance.

91Plus à l’ouest au niveau de Pinsac, débutent les calcaires plus marneux du Malm. Ici, la vallée prend de l’ampleur et les méandres ont évolué en boucles de grande ampleur et complètement asymétriques. Jusqu’à la commune de Peyrillac et Millac, de grandes terrasses alluviales s’étalent dans une vallée large de plus de 2 km. Le niveau de base s’abaisse à 80 m d’altitude absolue, pour un encaissement de l’ordre de 200 m. Dans tout se secteur, un réseau d’affluents secondaires actifs réapparaît avec l’Ouysse en rive gauche et la Borrèze en rive droite, dans le petit bassin de Souillac.

92* La « Dordogne crétacée » : une morphologie « d’étroits » et de « bassins » : au débouché du système de terrasses étagées de Peyrillac et Millac, la Dordogne quitte les calcaires massifs du Jurassique au profit des calcaires sableux crétacés. La dureté des roches n’est plus la même, inscrivant cette différence dans la physionomie de la vallée. La rivière retrouve un tracé rectiligne au milieu de terrasses alluviales qui ne prennent de véritable ampleur qu’au niveau du petit bassin de Saint Julien de Lampon-Calviac en Périgord. Elle coule au pied de buttes d’origine cryptokarstique [SALOMON et ASTRUC, 1992], les « Pechs », dont la hauteur avoisine 240 m. Son encaissement n’est plus que de 120 m environ, pour 2 km de large.

93En pénétrant en Périgord, la Dordogne perce la cuesta du Coniacien au niveau du petit bassin de Saint Julien-Calviac. Moins impressionnant que la grande cuesta bordière, ce secteur n’en est pas moins riche, d’un point de vue morphologique. Tout d’abord, au contact des terrains jurassiques dont la réapparition sous les formations crétacées est favorisée par une flexure, deux énormes buttes témoins se sont détachées de la côte principale : Pech Gros et le Pech de Rignac, près de Carlux [HOFFMANN, 1992]. Ces deux points hauts culminent respectivement à 265 et 254 m. Ces buttes, dont le soubassement est composé des calcaires jurassiques, s’appuient sur les calcaires crayeux turoniens (partie médiane) qui forment une avant-côte dans le secteur de Manobre-Saint Julien (Fig. 1.8). Enfin, la partie supérieure présente un relief de petites buttes karstiques (pechs), de type mogote. Ces buttes sont issues des mécanismes de cryptokarstification sous un épais manteau d’altérites [SALOMON et ASTRUC, 1992].

94L’avant-côte turonienne et la cuesta coniacienne ont été plus ou moins démantelées par l’intense karstification de ce secteur. Elle fut d’autant plus intense qu’elle a joué sur un matériel géologique sans doute très hétérogène à la base (calcaires sableux), présentant d’importantes variations latérales de faciès. Ces dernières ont joué un rôle important dans la répartition des « plaines », correspondant à des zones plus sableuses, et des « pechs » correspondant à des zones plus calcaires [FENELON, 1951]. L’un des principaux intérêts de ce secteur est d’avoir conservé des témoins d’un paléo-réseau hydrographique datant du Cénozoïque.

95L’origine du bassin de Saint Julien-Calviac est sûrement complexe. Pour FENELON [1951], il existe une corrélation entre structure d’une part, et répartition des bassins et des secteurs à méandre, d’autre part. En effet, les premiers correspondraient à des synclinaux, (dans cette zone, des secteurs à roche tendre) facilitant le travail d’érosion latérale, et les seconds à des anticlinaux faisant apparaître des barres rocheuses plus dures. Cela correspond tout à fait au secteur de Saint Cyprien et du Cingle de Montfort, qui débute au débouché du bassin de Saint Julien-Calviac. Pour ce dernier, dont la forme est quelque peu différente de celui de Saint Cyprien, nous pensons qu’il recoupe au moins en partie un paléo-poljé ou « plaine ». En effet, la Dordogne coule dans un secteur où les roches sont relativement plus calcaires et beaucoup moins marneuses qu’à Saint Cyprien. Ceci explique également que dans ce secteur, la cuesta est un peu plus de vigueur qu’au nord.

96De plus, ce bassin se situe sur un axe de direction approximative sud-armoricaine (SE-NW) où l’on retrouve plusieurs de ces paléo-poljés [Cros, Braulen, La Canéda, par exemple, cartographie in HOFFMANN, 1992]. Ces dépressions sont issues de la cryptokarstification sous les climats chauds du Cénozoïque. Enfin, ce bassin est complètement cerné par des buttes karstiques de type mogote, les « pechs », reliefs résiduels particulièrement résistants. La Dordogne pénètre et sort de ce secteur par deux étroits, en contournant systématiquement ces buttes. Elle a donc vraisemblablement exploité une « plaine » pour établir son tracé dans ce secteur, avant de butter à nouveau sur un niveau dur, avec le cingle de Montfort. On s’aperçoit alors que le travail de percement et d’incision surtout de la rivière est difficile face à des roches particulièrement résistantes dans cette zone, et qu’elle a été aidée par la karstification. Dans le secteur le plus large du bassin de Saint Julien, la vallée dépasse 2,5 km de largeur, pour seulement 800 m en amont du méandre, et ceci pour une distance de 3 km seulement entre ces deux points. Elle coule alors à une altitude de 80-85 m.

97* Jusqu’à Bergerac, la Dordogne traverse des étroits et des secteurs à méandre, et des bassins. A chaque fois, la réapparition de niveaux durs au sein des roches crétacées provoque un resserrement de la vallée et la formation des cingles de Limeuil et de Trémolat. Au contraire, les bassins correspondent à des secteurs essentiellement marneux au niveau de Saint Cyprien, avant le bombement anticlinal faillé du même nom. Ce bombement provoque la réapparition des calcaires jurassiques durs, responsable d’un nouvel étroit, et sur lequel la rivière vient butter sans réaliser complètement un méandre. Les « falaises » prennent un peu plus de vigueur, avec un encaissement de la rivière proche de 150 m environ. A cet endroit, la vallée n’a plus que 500 m de largeur, pour plus de 3 km dans le bassin de Saint Cyprien et le niveau de base local se situe alors à près de 65 m.

98La zone de confluence Dordogne-Vézère : en aval du bassin du Buisson de Cadouin, se situe le secteur de confluence de la Vézère et de la Dordogne. Cette continence entraîne la formation des deux plus grands méandres de la vallée, les cingles de Limeuil et de Trémolat. La description en détail des deux cingles sera faite au niveau de la présentation du karst de cette zone car elle abrite en outre, plusieurs dépôts de tufs. Au débouche des deux boucles, la vallée coule à une altitude proche de 40 m au dessus du niveau de la mer. La vallée se rétrécit à nouveau dans le secteur de Lalinde, pour changer complètement de gabarit à Bergerac. En effet, comme le montre la figure 1-14, la Dordogne à Bergerac coule à une altitude de 18 m seulement au dessus du niveau de la mer. La vallée s’élargit très vite, pour atteindre rapidement plus de 10 km de large à la limite de notre secteur d’étude, en amont de Sainte Foy-La-Grande. Cet élargissement est lié à l’entrée de la rivière dans les formations tendres cénozoïques. Là aussi, le secteur de Bergerac correspond à un remarquable bassin de continence hydrologique, notamment du Caudau et de ses affluents multiples, situés dans des terrains moins perméables.

d) Morphologie de la vallée du Lot

99L'origine du Lot : le Lot est la deuxième grande rivière allochtone du Périgord-Quercy. À l’instar de la Dordogne, elle provient du Massif Central, et plus exactement des pentes du versant nord du mont Lozère. Quand elle pénètre dans le secteur d’étude, au niveau de la petite\allée de Larnagol, elle a déjà parcouru plus de 200 km. Ayant reçu un affluent de première importance, la Truyère, c’est donc une rivière de gros gabarit qui a incisé profondément les tables calcaires jurassiques, délimitant au nord et en rive droite, le sud du Causse de Gramat, au sud et en rive gauche, le Causse de Limogne. Afin de simplifier cette présentation rapide, deux secteurs principaux se dégagent, en amont et en aval du méandre de Cahors.

1001) La vallée amont : un caractère karstique très affirmé : elle traverse les séries très dures et très épaisses du Dogger. Dans ce secteur, jusqu’à la confluence Lot-Célé, la rivière offre des méandres de petit calibre et des terrasses de faible extension spatiale. Le niveau de base local s’abaisse de 138 m au niveau de Calvignac, jusqu’à 125 m au niveau de la confluence avec le Célé. Son encaissement est d’environ 200 à 250 m à certains endroits, pour une vallée qui ne dépasse pas 1,5 km de large dans les rares petits bassins de ce secteur : l’amont de la Toulzanie, St Martin Labouval, zone située au pied des rochers de Saint Cirq-Lapopie. Le plus souvent, sa section est de l’ordre de 800 m. Ces petits bassins, de plus faibles gabarits que ceux de la Dordogne, sont établis dans les terrains marneux toarciens, présents sous les masses calcaires jurassiques.

101* Un paysage de barres rocheuses et de conduits karstiques fossiles suspendus : la physionomie de la vallée est typique dans ce secteur. Elle offre une succession de barres rocheuses et de « falaises », percées par une multitude de petits conduits karstiques suspendus, pour la plupart complètement fossiles. Les circulations en surface des affluents secondaires n’existent pas et toute l’eau est restituée sous la forme de sources de faible calibre, en règle générale. Cependant, il existe une dichotomie rive gauche - rive droite évidente concernant la taille des hydrosystèmes. En effet, en rive gauche, des résurgences de plus gros calibre apparaissent, drainant toute la partie nord du causse de Limogne.

102En rive droite, le Lot ne draine qu’une partie du petit causse de Gréalou-Saint Chels, limité et drainé dans sa partie nord par le Célé. Cette rivière, principal affluent du Lot avec la Truyère, prend naissance dans les montagnes cristallines du Massif Central. Le Célé joue un rôle important en tant que niveau de base local pour toute la partie sud-est du Causse de Gramat, jusqu’à sa confluence avec le Lot. Sa vallée, très encaissée dans les calcaires jurassiques, abrite notamment, le site de Cabrerets, à la confluence Célé-Sagne. Le petit village de Cabrerets est presque construit en totalité sur une plate-forme travertineuse. Cette vallée est également le siège de grosses émergences (Font del Pito, 12 000 m de développement, Le Ressel, par exemple), dont certaines sont incrustantes comme celle de La Pescalerie. Dans tout ce secteur, seule la petite vallée semi-active de Larnagol représente un véritable affluent secondaire. Même les vallées sèches, si abondantes en Périgord-Quercy, sont quasiment absentes de ce secteur, et renseignent, de manière indirecte, sur les modalités de drainage de ce petit causse.

103A partir de la confluence et jusqu’au ruisseau du Vers, la vallée du Lot demeure toujours dans les calcaires du Dogger. Sa physionomie n’évolue guère, même si l’encaissement perd un peu en vigueur, plus près de 200 m et en dessous parfois. Le niveau du Lot s’abaisse jusqu’à 120 m environ, dans la zone du petit village de Vers.

104* la réapparition du fluviokarst : à partir de la vallée du Vers, les facteurs géologiques et hydrologiques changent. Ici débutent en effet, les calcaires plus marneux du Malm, sans grande conséquence dans le tracé du Lot, tout du moins jusqu’à Cahors. La cuesta du Kimméridgien apparaît alors, alignée le long de la petite vallée du Vers qui abrite d’importantes formations tuffeuses. La réapparition d’affluents secondaires actifs et de vallées sèches changent quelque peu la morphologie de la vallée. Dans le même temps, les phénomènes karstiques diminuent tant en nombre qu’en importance. La vallée s’élargit légèrement pour atteindre 1 km en moyenne. Après le méandre de confluence du Vers, de plus grande ampleur que les méandres précédants, la vallée traverse un secteur de roches relativement tendres. Son tracé devient alors beaucoup plus rectiligne, jusqu’au méandre quasi-pincé de Cahors.

1052) Le secteur aval : une vallée aux méandres bien développés : de Cahors jusqu’à Fumel, la vallée offre un remarquable train de méandres, soit 9 au total, en comptant celui de Cahors. Le contexte géologique général peut expliquer cette situation. En effet, les formations marno-calcaires du Kimméridgien supérieur, de 150 m d’épaisseur, n’ont vraisemblablement pas posé de difficultés majeures au creusement de la vallée par le Lot. Puis, ce dernier a buté sur des terrains dolomitiques bien cristallisés et des calcaires micritiques beaucoup plus résistants (50 m d’épaisseur environ), et dans lesquels sont inscrits tous les méandres, à l’exception de la grande boucle de Puy l’Evêque. Au regard de leur physionomie, deux secteurs bien distincts se détachent, de part et d’autre du méandre pincé de Luzech :

106* un premier secteur composé de bassins et de petits méandres : entre Cahors et Luzech, le Lot traverse les marno-calcaires du Kimméridgien. Leur moins grande dureté a permis l’établissement de petits bassins, comme celui de Mercuès, au niveau de la confluence du ruisseau de Rouby-Calamane et du Lot. Ce petit bassin est recouvert par les trois principaux niveaux de terrasses alluviales du Lot. Il est également le siège d’une importante activité de soutirage du matériel alluvial par la karstification sous-jacente des calcaires micritiques et des dolomies cristallines du Kimméridgien inférieur [ASTRUC, 1986]. Elle provoque la formation des pseudo-dolines au sein du matériel alluvial, masquant de véritables dolines de soutirage dans le secteur de Mercuès et de Caillac, principalement. De plus, au niveau de la ville de Cahors, se situe l’importante résurgence vauclusienne des Chartreux, la plus importante de notre secteur d’étude (débit> à 1,5m3/s). Dans ce secteur, la vallée s’est élargie au sein des marno-calcaires, entre 2 et 3 km de large, pour un encaissement proche de 250 m. Le niveau de base local s’abaisse aux alentours de 100 m. Dans l’ensemble, les méandres restent de taille modeste, et mal dégagés, à l’exception du méandre pincé de Luzech, axé sur une petite faille. Cette dernière appartient aux séries de failles qui mettent en relation les formations crétacées avec celles du Jurassique, dans ce secteur. Ce méandre représente une très belle illustration de l’impact des phénomènes karstiques dans la formation et l’évolution des méandres [NICOD, 1998]. La forme pincée du méandre tient également à la présence d’une faille ;

107* un deuxième secteur composé de grands méandres : entre Luzech et Fumel, 3 grandes boucles de méandre accidentent le parcours du Lot au niveau de Castelfranc, Prayssac et Puy l’Evêque. De plus grande taille, ils marquent l’élargissement progressif de la vallée au débouché des causses jurassiques et l’influence de plus en plus grande de la Garonne. Le Lot, dans ce secteur, a incisé tous les niveaux alluviaux et coule directement sur le substratum calcaire qu’il n’a pas pu entailler. Cette situation a sans doute joué un rôle important dans la morphologie de ces méandres et leur conservation dans le temps (niveau dur). Au niveau de Prayssac, on retrouve un petit bassin issu d’une confluence (ruisseau de Font Cuberte). Le principal affluent du Lot dans ce secteur est le ruisseau du Vert et son affluent, la Masse. Le cours de cette dernière, axé nord-sud, est orienté par la faille qui met en contact les terrains calcaires sableux du Crétacé supérieur et les terrains jurassiques. Là aussi, l’important remblaiement de ces cours d’eau serait composé en grande partie, de niveaux travertineux non affleurants, comme dans le cas du Rouby-Calamane. Dans tout ce secteur, la vallée du Lot atteint 4 à 5 km de large, pour un encaissement moyen de 150 m. L’altitude de la rivière est de 70 m dans le secteur de Vire sur Lot. Comme pour la Dordogne, on retrouve un méandre recoupé puis suspendu dans cette zone, environ à 30 m au dessus du cours actuel du Lot.

108Enfin, un dernier secteur se situe au niveau du bassin de Fumel, à la confluence de La Lémance et du Lot. Dans cette zone, véritable zone de contact entre les terrains calcaires marneux jurassiques, les calcaires sableux crétacés et les formations molassiques cénozoïques, la vallée s’élargit considérablement au contact de terrains de plus en plus tendres, entre 6 à 7 km de large au niveau de la ville de Fumel. Elle acquiert la même physionomie que la Dordogne dans le secteur de Bergerac, marquée par la diminution de l’encaissement, un large bassin, et un important système de terrasses étagées. En aval du bassin, on ne peut plus parler véritablement d’encaissement de la vallée, de 60 m seulement à la sortie du Lot du terrain d’étude, pour une altitude proche de 65 m. Là aussi, ce secteur est un remarquable bassin de confluence hydrologique avec la Lémance et la Thèze notamment, mais également de grosses sources (débits d’étiage> 1m3/s : Source Bleue de Soturac en rive droite, Lenclio (ou Leuclio) et Touzac en rive gauche, notamment).

Figure 1-15 : Carte des formation tertiaires du Périgord-Querey (transport, altération, sédimentation).

1.1.2 - CHRONOLOGIE DES PHASES MORPHOCLIMATIQUES ET DEPOTS ASSOCIES

A) Présentation générale

109Ces phases ont joué un rôle fondamental dans la structuration progressive de la morphologie du Périgord-Quercy, évoluant jusqu’à son aspect actuel. Globalement, ces différentes phases climatiques ont joué à deux niveaux, dans la mise en place des différentes unités morphologiques proprement dites, mais aussi dans l’établissement de plusieurs phases d’érosion karstique. Chaque crise principale, qu’elle soit issue d’un contexte chaud ou d’un contexte froid, a laissé un certain nombre de témoins sous la forme de dépôts corrélatifs. La principale difficulté est de bien individualiser ces différents dépôts, ce qui semble poser quelques problèmes pour le début de l’ère Tertiaire (remaniements postérieurs à la mise en place de ces dépôts, appellations différentes selon les auteurs, etc.). On consultera à ce titre la très récente thèse de LE FILLATRE [2001].

1101) Les problèmes de définitions des formations : A l’aide de différents travaux, nous avons réalisé la figure 1-15. Cette carte représente les principales formations d’âge tertiaire. Nous n’avons pas rajouté les formations cryoclastiques quaternaires (les grèzes), présentes dans toutes les vallées ou presque, et impossible à représenter à cette échelle. Cette carte est une véritable interprétation de fauteur, compte tenu de la très grande difficulté à comprendre et à identifier correctement telle ou telle formation sur le terrain d’une part, et surtout dans la littérature, d'autre part.

111Pour illustrer ces difficultés, concernant la formation dite du « Sidérolithique », cinq définitions principales sont fournies par la littérature, ce qui provoque une certaine confusion. Elles représentent des formations réellement différentes et d’âge plus ou moins proche. La plupart du temps, cette appellation recouvre toutes les altérites issues des calcaires mésozoïques ! Pour contourner cette difficulté, nous avons opté pour une représentation de l’extension minimale de chaque formation. À titre d’exemple, pour le Sidérolithique, nous avons remplacé cette dénomination trop équivoque par altérites riches en fer. Elle recouvre à la fois des mécanismes de transport et d’altération in situ sous climat chaud, pouvant également se mêler ensuite à des altérites sablo-argileuses formées sur place, aux dépens des roches mésozoïques.

112Dans le même ordre d’idées, l’appellation « Sables du Périgord » recouvre trois réalités différentes selon FENELON [1951], la carte géologique Bergerac au l/80000ème et RECHINIAC [1964]. Nous n’avons retenu que la troisième définition : cette formation est légèrement postérieure à celle du Sidérolithique et résulte uniquement d’un transport provenant du Limousin, via la paléovallée de l’Isle. Elle fossilise alors le Sidérolithique, présent de façon discontinu sous forme « d’îlots ». Dans ce cas, elle occupe une extension spatiale minimum, dans la partie occidentale du Périgord. Par ailleurs, le cortège des minéraux lourds ne laisse subsister aucun doute quant à sa provenance et se différencie donc bien des altérites in situ [KLINGEBIEL, 1967].

113Comme le Sidérolithique est indéfinissable avec précision, et comme l’appellation « Sables du Périgord » recouvre plusieurs réalités différentes, nous avons remplacer cette dénomination par « altérites sableuses ». Hormis ce problème, nous n’avons fait très souvent, qu’interpréter les hypothèses des différents auteurs, car il est vrai que sur le terrain, ces formations ne sont pas toujours évidentes à identifier et à individualiser.

1142) Les grands mécanismes de formation : altération in situ, transport et sédimentation : globalement, ces formations possèdent trois origines principales pouvant par ailleurs se compléter et se succéder dans le temps :

  • la majeure partie de ces dépôts (en extension spatiale) est représentée par des altérites formées in situ aux dépens des roches mésozoïques et principalement crétacées. Même si l’essentiel de ces altérites semble s’être formé au Paléocène et à l’Éocène [FENELON, 1951], elles couvrent une période débutant dès la fin du Crétacé et se poursuivant jusqu’à la fin du Pléistocène [ASTRUC, 1990]. Bien souvent, d’autres formations sont présentes au sein de ces altérites, formations dont l’origine et l’âge sont difficiles à cerner avec précision. De plus, elles ont subi une diagénèse poussée depuis leur mise en place ;

  • le deuxième phénomène conditionnant la mise en place de ces formations fait appel au transport et à la notion d’épandage. Bien souvent, la combinaison de l’impact climatique et de la tectonique, très importante tout au long de l’ère Tertiaire, donne, en domaine continental, de puissantes arrivées de matériaux détritiques plus ou moins altérés. Ces matériaux peuvent être ensuite plus ou moins affectés par des paléocirculations, le soutirage karstique, des glissements le long d’un versant. Ils peuvent subir une altération poussée : c’est le cas des altérites riches en fer, mais c’est aussi une forte pédogenèse des alluvions d’origine fluviatile d’âge pliocène, ou une karstification des niveaux calcaires, par exemple. Nous avons matérialisé ces transports et leurs différentes origines possibles : les flèches de la figure 1-15 n’indiquent pas le lieu de façon précise, mais plutôt une trajectoire globale. De même, nous n’avons représenté ni l’intensité, ni la durée de ces différents épandages. Ils proviennent, via d’anciens axes de drainage aujourd’hui disparus ou d’anciennes nappes d’épandages, du démantèlement des montagnes périphériques au Bassin Aquitain : à l’est et au nord du Périgord-Quercy, le Massif Central, au sud et à l’ouest, les Pyrénées ;

  • enfin, des phénomènes de sédimentation ou de précipitation d’éléments dissous peuvent être à l’origine localement de dépôts bien différenciés : calcaires lacustres oligocènes, calcaires lacustres « de l’Agenais », meulières stampiennes. À une échelle plus petite, ces phénomènes interviennent à nouveau dans la formation de cuirasses ferrugineuses (remaniement d’altérites, par exemple), des grès quartzitiques de Gourdon [silcrètes issus d’une silicification de nappe des altérites sableuses, TRAUTH et al., 1985 ; in SALOMON et ASTRUC, 1992].

115A cela, il faut ajouter parfois des origines plus complexes comme dans le cas des gouffres à phosphorites au sud du secteur. Par contre, dans l’ensemble du Périgord-Quercy, les phénomènes d’origine éolienne, qui jouent un si grand rôle en Aquitaine occidentale, ne sont responsables d’aucune formation importante. Quelques loess de plateau font exception à cette règle et semblent avoir servi de base à la formation de dalles silico-ferrugineuses par piégeage karstique [GOURDON-PLATEL et DUBREUILH, 1992]. Elles sont surtout présentes au nord de la zone, sur la vallée de la Dronne qui délimite le secteur de transition avec les Charentes.

1163) Schéma climatique général et diversité des paléokarsts : les phases morphoclimatiques qui se sont succédées depuis la fin du Crétacé supérieur jusqu’au début de l’Holocène, se caractérisent tout d’abord au Cénozoïque par des périodes chaudes responsables de puissantes altérations, ceci pendant un peu plus de 40 Ma. Elles aboutissent également à la réalisation de paléokarsts successifs, principalement pendant le Tertiaire [ASTRUC et al., 1992]. Le terme de paléokarst appelle une définition relativement large : nous entendons par paléokarst tout système qui ne soit plus en rapport avec les écoulements et le drainage karstique actuels. Il est donc différent du karst déconnecté qui n'est plus fonctionnel, mais qui demeure cependant en rapport avec les principaux axes de drainage actuels.

117Corrélativement à ces climats, de puissants mouvements tectoniques ont été en relation avec d’importants épandages d’altérites (contexte de soulèvement/arasement).

118De même, ils ont provoqué l’établissement de différents axes de drainage temporaires. Cette tectonique est une réponse à la surrection pyrénéenne, se matérialisant par un rajeunissement et un rejeu des structures cristallines hercyniennes. Puis se succèdent plusieurs épisodes froids au Quaternaire, sur une période plus courte (1,87 Ma environ), après l’établissement définitif de l’orientation du schéma hydrographique régional. Là, ces épisodes sont responsables de quelques retouches morphologiques avec des dépôts principalement, mais aussi des formes de détail : abris sous roche, par exemple. La structuration du paysage en plusieurs grandes unités morphostructurales est bien avancée après l’établissement du réseau de drainage.

119Chaque grande crise morphoclimatique s’accompagne généralement d’une phase de karstification intense, démantelant les structures karstiques précédentes, et/ou mettant en place d’autres structures. La figure 1-16 est un essai de synthèse, bien incomplet, de ces principaux paléokarsts, classés en fonction de leur morphologie ou de leur remplissage. Globalement, ASTRUC [1988] distingue plusieurs types de structures paléokarstiques servant de « pièges » à sédiments : synclinal pincé et faillé, les cheminées de soutirage karstique, sorte de conduits verticaux résiduels. Le terme de « paléokarst » recouvre plusieurs réalités : anciens conduits, petites dépressions, entonnoirs, etc. La distinction s’est faite sur le remplissage, en prenant la kaolinite comme marqueur paléoclimatique (typique de l'Éocène, par exemple). Nous avons complété cette classification en y reportant les grandes « paléocuvettes » du secteur, ainsi que les principaux secteurs à butte. Enfin, les principales cavités héritées y sont également reportées. Malheureusement, faute d’information, tout le secteur du Causse Vert (entre la Vézère et l’Isle) n’est pas intégralement traité et mériterait, à ce titre, des investigations plus poussées.

120Afin de simplifier cette présentation, nous avons scindé en deux temps le déroulement chronologique :

  • une période antécrétacée allant jusqu’à la fin de l'Éocène ;

  • une deuxième période s'étendant de l'Oligocène jusqu’au Mio-pliocène.

B) Morphogenèse et climats de la période antécrétacée à éocène : des climats chauds et des karstifications de grande ampleur

121Compte tenu de l’intensité des phases morphoclimatiques tertiaires, cette région n’a pas pu conserver de témoins majeurs de phases de karstifications anciennes, c’est-à-dire anté-jurassique. Pour autant, on retrouve des traces de karstifications datant du Sinémurien (légèrement inférieur à 200 Ma), sous la forme de petits conduits colmatés par des remplissages de barytine, typique des milieux sulfatées des mers du Lias et de micro-lapiaz [LEFAVRAIS-RAYMOND, 1961 ; in ASTRUC, 1988]. Ces témoins sont rares et ne subsistent bien souvent que des niveaux de discordance stratigraphique. Ceci concerne la marge basique du secteur d’étude, située à l’est, au contact du Massif Central.

Figure 1-16 : carte de localisation des principaux paléikarsts en Périgord-Quercy (d’après ASTRUC modifié).

122* Les paléoenvironnements anté-éocènes : des karsts de faible altitude dans un contexte morphoclimatique chaud et humide : dans certains secteurs du Périgord-Quercy, on retrouve des témoins d'une très ancienne surface d’aplanissement contemporaine d’une karstification antécénomanienne. Il semble que très rapidement après l’émersion des calcaires jurassiques, on assiste à une karstification relativement intense, sous climat chaud.

123Selon certaines estimations [RENAULT et al., 1992], ce serait plus de 200 m d’épaisseur de calcaires jurassiques qui auraient disparu lors de cette période, environ 40 Ma, soit l’ensemble du Crétacé inférieur qui manque complètement dans cette région. Cette tranche calcaire disparue pourrait même atteindre plus de 500 m selon ASTRUC [1992], affectant principalement les secteurs situés au nord de la vallée actuelle de la Dordogne (Causses de Martel, de la vallée de l’Isle, Bassin de Brive). Pour DURAND-DELGA [in ASTRUC, 1988], ce sont plus de 800 m de calcaires jurassiques qui ont disparu, dans le secteur à l’ouest du Bassin de Brive. Ceci explique en partie pourquoi les formations crétacées supérieures reposent directement sur des formations jurassiques de plus en plus anciennes, du sud vers le nord du Périgord-Quercy : Portlandien au niveau de la vallée du Lot, Bajocien au niveau de la vallée de l’Isle.

124Durant la période du Crétacé inférieur, le contexte affectant le domaine continental est celui d’un climat chaud et humide. Certains « pechs » du Causse de Martel semblent pouvoir être rattachés à cette surface, dont la plupart des témoins ont été détruits lors de la transgression marine cénomanienne. Quelques témoins de cette vieille surface apparaissent dans le secteur des mines de lignites cénomaniennes de Simeyrols, au nord de Sou il lac [CAPDEVILLE, in HOFFMANN, 1992], La morphologie pouvait s’apparenter à un paysage de buttes coniques (mogotes) et de basses dépressions, dont certains témoins sont encore conservés dans les secteurs de Nadaillac Le Sec et au nord de Martel (Fig. 1-16). Ce karst a pu piéger une partie des sédiments à l’origine des altérites riches en fer, au début de l’Éocène. Il est symbolisé par la cuvette du Pech Lambert, dont les altérites issus de la désagrégation des roches crétacées sont actuellement soutirées par un karst actuel profond et actif. Le fait que l’on n’ait retrouvé aucun conduit permet de soulever l'hypothèse d’un karst côtier [ASTRUC et SIMON-COINÇON, 1992], en accord également avec la présence de l’ancien rivage de la mer cénomanienne. Ceci confirme le fait que les conduits observables les plus importants en Périgord-Quercy soient tous post-crétacés [RENAULT et al., 1992].

125Un autre paléokarst semble être associé à cette période antécrétacée : il s’agit de la « paléocuvette » de Berganty, à l’est de Cahors (Fig. 1-17). Il semble que cette dépression se soit formée avant l’arrivée de la transgression cénomanienne, piégeant ainsi les divers sédiments du Crétacé supérieur [GEZE et CAVAILLE, 1977]. Ils ont ensuite subi une importante altération tout au long du Cénozoïque, tout en protégeant la dépression de l’érosion karstique. Ce n’est qu’au cours du Quaternaire que cette zone a été karstifiée en surface avec l’apparition de dolines [ASTRUC, 1988]. C’est ainsi que cette dépression très riche en altérites des roches mésozoïques, a été portée en altitude par inversion de relief. Par sa grande extension spatiale [6,5 km x 4 km SIMON-COINÇON et ASTRUC, 1991], ce secteur représente l’un des témoins régionaux les plus importants, de l’avancée vers l’est des diverses transgressions des mers crétacées.

126Parallèlement à ces processus de karstification, cette érosion est responsable du dégagement progressif de la bordure imperméable en contact avec le Massif Central, notamment pendant le Sénonien (Coniacien à Maastrichtien). L’élimination de la couverture carbonatée mésozoïque crée en amont des causses actuels un amont imperméable [RENAULT et al., 1992], Ce mécanisme a une double conséquence : il favorise la formation des calcaires du Crétacé supérieur, de 250 à 350 m de calcaires sableux, gréseux et marneux. De plus, lors du dégagement de la bordure gréseuse triasique, il a alimenté en matériaux détritiques les niveaux de calcaires gréseux crétacés, de manière d’autant plus sensible qu’ils étaient plus proches du Massif Central [RENAULT et al., 1992]. Il semble qu’à la fin de cette période, des mouvements tectoniques, préfigurant l’orogenèse pyrénéenne, aient accéléré ce processus. On note une part des éléments détritiques de plus en plus grande dans les sédiments sénoniens terminaux : le Santonien et le Campanien principalement dans le bassin Sarladais [CAPDEVILLE, 1986].

127* Les paléoenvironnements éocènes : cryptokarstification sous altérites, formations ferrugineuses et sédimentation détritique : à l’Éocène, on assiste à une lente modification des conditions climatiques, tendant vers une plus grande aridité, pleinement atteinte qu’à l’Oligocène. Le climat devient subtropical à saisons plus contrastées [ASTRUC, 1992], Les plus anciens paléokarsts apparaissent, comme le remplissage sableux de la cheminée de soutirage de Castelgiroux, cavité décapitée au nord de la résurgence de Cabouy, dans la vallée de l’Alzou. Cette ancienne cavité pourrait être attribuée soit au Paléocène, soit à l’Éocène inférieur.

128D’autres cheminées de plus grande ampleur sont attribuables à la même période (Fig. 1-16). Elles étaient en relation avec un endokarst, évoluant sous les altérites, résultant de la plus en plus grande « continentalisation » du climat. Ce karst évoluait « sur un large intervalle de temps, en régime colmaté bathyphréatique avec façonnement de labyrinthes évoluant en régime d’affaissement-dissolution » [RENAULT et al., 1992]. Ces cheminées, dont certains remplissages témoignent d’échantillons géologiques aujourd’hui disparus, soulignent l’arasement de plusieurs centaines de mètres de calcaires.

129Dans certains cas, des formes en coupoles évoquent un façonnement en zone profonde et en régime noyé, de 200 à 500 m sous la surface originelle [ASTRUC, 1992]. Cette karstification s’est effectuée et à évolué sous couverture (altérites). Les nombreuses poches d’altérites des roches crétacées fossilisent à chaque fois des paléokarsts qui ont piégé ces éléments insolubles : pincée synclinale, cuvettes, dépressions, cheminées de soutirage [ASTRUC, 1988], Par exemple, la vaste cuvette de Lauzerte (Fig. 1-18), au nord de la vallée du Vers, est une ancienne cavité (diamètre : environ 800 m), recoupée par le Nougayrol, petit affluent du Vers. Plus au nord, c’est une structure similaire que l’on retrouve avec la cuvette du Périé. Le remplissage argilo-sableux de cette cavité de forme oblongue (400 x 200 m) a été partiellement déblayé par un ancien petit affluent de la Dame, vallée aujourd’hui complètement sèche (Fig. 1-19). Parfois, comme dans le cas de l’effondrement des Tuileries, la structure paléokarstique a des contours beaucoup plus flous : cette dernière, établie dans les calcaires et marnes kimméridgiens, a piégé d’anciens terrains crétacés, conservés sous forme de brèches [Fig. 1-20, ASTRUC, 1994]. Ces brèches sont composées principalement d’éléments calcaires (Portlandien, Cénomanien et Turonien) dans une matrice argilo-calcaire. L’ensemble est très faillé.

Figure 1-17 : Schéma de l’ouvala de Berganty : exemple de karst complexe anté-crétacé, (d’après SIMON-COINÇON et ASTRUC, 1991).

Figure 1-18 : Exemple de paléokarst éocène : la cuvette de Lauzerte (exemple de cheminée de soutirage), (d’après ASTRUC, 1992).

Figure 1-19 : Schéma de la cuvette du Périé, Causse de Gramat, (d’après ASTRUC, 1992).

Figure 1-20 : Coupe de l’effondrement des Tuileries, Causse de Gramat (d’après ASTRUC, 1994).

Figure 1-21 : Interprétation hypothétique de l’évolution géomorphologique du bassin de Sarlat-Gourdon, (d’après SALOMON et ASTRUC, 1992).

130A une autre échelle, le secteur du Sarladais, entre Sariat et Gourdon est caractérisé par un remarquable paléokarst en partie lié aux altérites. Il est composé d'un ensemble de buttes calcaires aux pentes raides, assimilables dans leur morphologie à des « mogotes tropicaux » (nommées localement « pechs ») et disposées de façon anarchique. Elles sont séparées par des bassins ou « plaines », représentant d’anciens poljés aujourd’hui complètement fossilisés. On retrouve ce type de morphologie dans d’autres régions européennes notamment [SALOMON, POMEL et NICOD, 1995], Il s’agit en fait d’un cryptokarst, façonné tout au long de l’ère Tertiaire sous l’épaisse couverture d’altérites des roches crétacées [SALOMON et ASTRUC, 1992], et dégagé ensuite lors de l’encaissement du réseau hydrographique au Plio-quaternaire (Fig. 1-21). Pendant très longtemps, on a pensé que la principale phase d'installation des cours d’eau en Périgord-Quercy se situait au Plio-quaternaire. Or, il semble qu’un certain nombre de jalons chronologiques (dépôts) permette de faire remonter cet encaissement au début du Pliocène, soit 5-6 Ma.

131Ces processus de cryptokarstification sous climat chaud font ressortir par érosion différentielle les niveaux de roche les plus résistants, armant les pechs. Cependant, il n’est pas possible de préciser à quelle époque remonte exactement le façonnement de ces buttes. Enfin, les nombreux conduits recoupés par l’érosion à la base de ces buttes, témoignent de processus karstiques relativement intenses.

132Très souvent, des blocs de grès quartzitiques (silcrètes) sont associés à ces altérites issues des roches mésozoïques, résultant du remaniement et de la cimentation de ces altérites (paléocirculation). Certains de ces blocs peuvent dépasser un volume de 3000 m3, notamment dans le secteur de Gourdon [Coupiac, le Pied Noir, sur la vallée du Céou, par exemple ; Fig. 1-22, ASTRUC, 1990]. Malheureusement, il est impossible pour l’instant, de connaître avec précision leur âge, pouvant s’étendre tout au long de l'ère Tertiaire. Ils peuvent également reposer directement sur les calcaires jurassiques ou être piégés dans des poches paléokarstiques (Pech Rouduer, par exemple).

133° Dans le même temps, à l’Éocène inférieur et moyen (Yprésien à Lutétien), se mettent en place plusieurs formations, en général, de plus en plus détritiques au fur et à mesure du déroulement de l’Éocène. Au nord-est, il s’agit avant tout des altérites riches en fer. Cette formation argileuse (présence de kaolinite), voire sableuse dans certains cas, est très riche en fer, sous la forme de cuirasses ferrugineuses, de grès ferrugineux ou de sables à pisolithes de fer. Elle provient des produits de désagrégation des arènes granitiques du Limousin, principalement. Cette formation, que l’on retrouve principalement au nord et à l’est d’une ligne Souillac-Périgueux, a subi une profonde altération en milieu chaud et humide, permettant la mise en solution de composés ferriques et un important décapage. Cette nappe est aujourd’hui complètement démantelée et ne subsiste qu’à l’état de placages d’épaisseur métrique, piégés dans les dépressions du karst [paléokarst anté-éocène, Paléocène ?, ASTRUC, 1988] : essentiellement le Causse de Martel et les petits causses de l’Isle-Auvézère (Cubjac, de la vallée de la Côle au nord du secteur). Localement, dans le Terrassonais, cette formation déborde sur les calcaires crétacés où elle s’est mélangée à des produits d’altération in situ. Son épaisseur reste en général inférieure à 10 m, y compris les altérites du substratum. Toutes ces zones ont été exploitées industriellement pour le minerai de fer (commune de Chartrier-Ferrières, au sud de Terrasson, par exemple), alimentant les forges locales (Les Eyzies, la Forge d’Ans à la confluence du Blâme et de l’Auvézère, par exemple).

134° Contemporaine de la mise en place des altérites riches en fer, d’autres nappes d’altérites contenant du fer se mettent en place au sud de la vallée de la Dordogne, dans le bassin de la Lémance, et au sud de la vallée du Lot. Ces nappes se distinguent bien de la première formation par leur plus grand détritisme (sables). Bien différenciées des altérites du substratum calcaire, elles procèdent d’une mise en place différente de celle des altérites riches en fer : c’est celle d’un « vaste appareil deltaïque assez mouvant dans le temps, avec de nombreux chenaux sableux, des zones de marécages argileux, des milieux palustres » [PLATEL, 1983]. Seule la richesse en fer de certains niveaux, notamment dans le secteur de Fumel et du bassin de la Lémance, permet le rapprochement avec la formation riche en fer du Causse de Martel. Là aussi, le cortège des minéraux lourds indique clairement que ces matériaux proviennent du Massif Central et de l’altération d’une arène granitique [DUBREUILH, 1988].

135Néanmoins, son épaisseur, atteignant jusqu’à 80 m dans certains secteurs, recoupe plusieurs faciès sableux et argileux, dont un niveau ferrique, marquant ici, une différence importante avec les altérites riches en fer. Les argiles de cette formation sont principalement de la kaolinite, ainsi que de la goethite [PLATEL, 1983].

136° Enfin, la troisième formation éocène, est celle des altérites sableuses. Si l’on adopte l’hypothèse d’une extension minimale [hypothèse de RECHINIAC, 1964], elle n’est présente qu’à l’ouest du Périgord, dans le secteur de la Double et du Landais, de part et d’autre de la vallée de 1’Isle. Cependant, elle peut passer latéralement aux altérites sableuses des roches crétacées. Dans ce cas, son extension spatiale maximale englobe l’essentiel du Causse Vert, à l’ouest de la Vézère et au nord de la Dordogne. Elle est composée principalement de sables et d’argiles dont l’altération est moins poussée que les deux formations décrites précédemment. Attribuée à l’Éocène moyen [GEZE et al., 1968], elle fossilise celle des altérites riches en fer. Sa moins grande altération indique un changement progressif des conditions climatiques jusqu’à l’Oligocène, marqué par la diminution des conditions chaudes et humides et une plus grande aridité du climat [DANIOU, 1981].

137Cette nappe provient de l’altération des micaschistes et des gneiss du Massif Central, dans un paléoécoulement orienté nord-sud, c’est-à-dire, perpendiculaire à la trajectoire actuelle de la Dordogne. Son épaisseur atteint 80 m au sondage de Saint Géry, au sud de la vallée de l’Isle, mais peut atteindre jusqu’à 150 m d’épaisseur à l’ouest du secteur d’étude, dans la région de Montpon [PLATEL, 1985]. Son épaisseur moyenne est de 40 m environ. Cette épandage proviendrait du rajeunissement de structures cristallines du Massif Central, contrecoup de la surrection pyrénéenne [RECHINIAC, 1964]. Les études plus récentes ont montré que la distinction entre la nappe correspondant au « Sidérolithique » d’âge Yprésien et celle correspondant aux « Sables du Périgord » d’âge Lutétien n’est pas nette dans ce secteur et il faut demeurer très prudent [PLATEL et ai, 1989], Les deux nappes ont pu se mettre en place de façon synchrone ou avec un léger décalage.

138Selon PLATEL (1989), ces milieux représentaient « diverses parties d’un ensemble deltaïque sub-aérien assez mouvant dans le temps avec de nombreux chenaux sableux, des zones de marécages argileux (voire de mangroves), des milieux palustres. Les climats qui régnèrent à ces époques étaient chauds et le plus souvent humides, et à la base de la série ils étaient très agressifs ; ils ont probablement été plus secs et un peu moins chauds durant l’Éocène supérieur ».

139* Les paléokarsts éocènes : des réseaux de grande ampleur : de façon globale, les conditions paléoclimatiques qui ont régné tout au long de l’Éocène semblent avoir favorisé l’élaboration de nombreux paléokarsts et de nombreuses cavités. Certaines d’entre-elles sont devenues célèbres pour leur richesse en concrétions et peintures comme la remarquable grotte de Pech Merle, près du village de Cabrerets. Cet ancien réseau profond présente une histoire très longue et vraisemblablement très complexe. En effet, elle montre plusieurs phases de remplissage et de concrétionnement : aspect corrodé de certains piliers, nombreux niveaux de planchers stalagmitiques. La dimension de la cavité, avec plus de 15 m de diamètre dans certaines sections, souligne la taille importante de la paléocirculation, responsable de son creusement. Complètement déconnecté du karst actuel et actif, elle est perchée à plus de 120 m au-dessus de la Sagne. Ce paléokarst est sans conteste le plus impressionnant de tout le Périgord-Quercy.

140Enfin, une partie de ce réseau aurait été recoupée par le Célé lors de son encaissement [ASTRUC et SIMON-COINÇON, 1992], ce qui souligne l’inadéquation entre les orientations des anciens réseaux et celles du réseau hydrographique actuel, essentiellement hérité des phases morphoclimatiques quaternaires.

141En règle générale, et surtout en ce qui concerne le Quercy, la plupart des grands réseaux de la région datent des différentes périodes tertiaires (surtout l’Éocène) et ont ensuite été réactivés au Quaternaire : Pech Merle, Igue Mathurin pour les réseaux fossiles, système du gouffre du Pendant - Font Polémie pour les réseaux actifs. Après une longue période de colmatage, depuis la fin de l’Éocène jusqu’au Quaternaire, elles n’ont recommencé à fonctionner qu’au Quaternaire [ASTRUC, 1994]. De nombreuses cavités célèbres ont fonctionné de cette façon. La grotte de Miremont-Rouffignac EN Périgord présente une structure dentritique en forme de delta inversé, sur plus de 6 km de développement.

142La grotte de Cougnac, à 3 km de Gourdon, est un conduit qui perce de part en part un pech, et témoigne elle-aussi de plusieurs phases de fonctionnement : façonnement-colmatage-concrétionnement. On peut également ajouter celle de Domme.

143* Les gouffres à phosphorites : si toutes ces formations ont fossilisé des paléokarsts [ASTRUC, 1988], ils sont différents du karst à phosphorites présent au sud-est du secteur, au niveau de la vallée du Lot et du Célé et beaucoup plus étendu sur le Causse de Limogne, au sud du Lot. Sa mise en place est complexe, débutant par une phase de karstification que l’on peut attribuer à l’Éocène moyen. Certains conduits pourraient s’être formés dès le Paléocène. Puis, dans un deuxième temps, le colmatage s’effectue en différentes étapes, débutant dès l’Éocène et se poursuivant jusqu’au Miocène inférieur, tout en étant progressivement fossilisé du sud vers le nord par les « transgressions » molassiques d’origine pyrénéenne. Ce paléokarst présente un important remplissage argileux de ces conduits. Ces argiles différent des autres remplissages car elles sont principalement phosphatées. Dans certains cas, la kaolinite prédomine dans des argiles à pisolithes (goethite), alors que dans d’autres, on retrouve des illites avec de rares pisolithes. Plus globalement, la richesse de ces sédiments en carbonates les singularise nettement par rapport aux autres remplissages argilo-sableux déjà décrits [ASTRUC et PELISSIE, 1988 ; ASTRUC, 1992].

144L’autre caractéristique principale tient en la richesse de cette formation en restes de vertèbres fossiles contenus dans ces poches : amphibiens, reptiles, oiseaux et surtout mammifères. Cette richesse a permis de dresser une chronologie précise de l’ensemble du Paléogène, basée sur une vingtaine de sites différents [REMY et al., in ASTRUC, 1992]. Chaque remplissage s’est effectué relativement rapidement (durée inférieure à 100 000 ans) et possède une spécialisation faunique. Plus globalement, l’évolution faunique indique un passage progressif d’un climat tropical humide à l’Éocène à un climat de plus en plus aride à l’Oligocène. Malheureusement, la plupart des 250 sites ont été exploitées à des fins industrielles au début du siècle pour leur richesse en phosphates, et rares sont ceux qui restent exploitables sur un plan paléoécologique. Néanmoins, les poches présentes au niveau de la vallée du Célé ont montré un remplissage attribuable à l’Éocène supérieur.

Figure 1-22 : Blocs de grès quartzitiques ; coupe d’un secteur de la vallée du Céou, au sud de Gourdon. (d’après ASTRUC, 1988).

Figure 1-23 : Coupe de la carrière du Brétou, secteur de Fumel, (d’après DUBREUILH et PLATEL, 1980 ; in PLATEL, 1983).

145Selon BILLAUD [1982, in ASTRUC, 1992], le terme de poche est mal approprié car ce sont des portions de conduits, parfois labyrinthiques et non des entonnoirs de dissolution. Ces galeries peuvent atteindre jusqu’à 10 m de diamètre et certains puits verticaux peuvent dépasser 60 m de profondeur. Ils portent souvent des indices montrant une évolution en régime noyé (coupoles, notamment). Cet aspect implique que le façonnement de ces conduits a du s’effectuer sous une importante épaisseur de calcaires aujourd’hui disparue. Il a pu s’effectuer dès le Paléocène.

146* Les paléoenvironnements fini-éocènes : une sédimentation détritique dans un contexte plus aride : à la fin de l’Éocène supérieur (Bartonien), on assiste progressivement à une transformation des conditions morphogénétiques, ainsi qu’à la fin de la période d’altération sous climat tropical humide, marquée par une altération ferralitique kaolinisante. Cette période qui a débuté dès la fin du Crétacé, a formé une frange d’altération parfois épaisse de 50 m, pouvant atteindre jusqu’à 100 m et plus [SALOMON et al., 1995], essentiellement aux dépens des calcaires sénoniens. Certains estiment à plus de 500 m d’épaisseur l’érosion de la tranche de calcaires jurassiques et crétacés [ASTRUC, 1992].

147Parallèlement à ce phénomène, l’orogenèse pyrénéenne qui s’est poursuivie tout au long de l’Éocène, ainsi que la réactivation des accidents hercyniens, alimentent une sédimentation détritique très importante, et qui comble petit à petit l’ensemble du Bassin Aquitain. Cette sédimentation prend la forme de molasses argilo-sableuses, dont l’extension maximale se situait au nord de l’actuelle vallée de la Dordogne. Elles fossilisent le karst à phosphorites au sud du secteur, tandis qu’au nord, elles provoquent progressivement un blocage des écoulements en direction de l’intérieur du Bassin Aquitain. Cette direction générale recoupe l’actuelle gouttière garonnaise, et il semble, que dès cette époque, cette gouttière représentait un niveau de base régional.

148Parallèlement, les réseaux karstiques ont tendance à se colmater par stagnation du niveau de base, alors que s’installe un paysage de vastes lacs et de vastes étendues marécageuses s’étendant au pied des buttes calcaires jurassiques, en contexte endoréique. Dans ces zones à inondation temporaire, une sédimentation sous climat chaud favorise la mise en place de calcaires lacustres.

C) Morphogenèse et climats oligocènes et mio-pliocènes une sédimentation de plus en plus détritique

1491) Formations « fluviatiles » et meuliérisation à l’Oligocène : le contexte lacustre que l’on constatait à la fin de la période précédente, se renforce à l’Oligocène. En Quercy et plus au sud en Agenais, des sédimentations d’argiles sableuses et de marnes vertes riches en smectite s’intercalent entre les cuirasses ferrugineuses fini-éocènes et les calcaires lacustres oligocènes. Cela indique des climats évoluant vers une plus grande aridité [TRAUTH et al., 1985 ; in ASTRUC, 1992], Cette transition se retrouve tout particulièrement dans la carrière du Brétou, dans la région de Fumel [Fig. 1-23 ; PLATEL, 1983], Durant cette période, deux formations vont se mettre en place, soulignant deux morphogenèses différentes. Il s’agit de la formation de Saint Denis-Catus et celle des meulières de Bord et de la forêt de la Bessède, dans la région de Cadouin :

150* La formation de Saint Denis-Catus : une formation d’origine fluviatile : elle est très bien individualisée au sein des formations tertiaires. Elle affleure de façon discontinue, du village de Martel jusqu’au sud de Cahors. Son origine fluviatile la différencie nettement des autres épandages d’altérites. Elle est composée essentiellement de galets de quartz enfumé (99 % du matériel total), de sables grossiers montrant fréquemment une stratification oblique et entrecroisée indiquant un mode de dépôt fluviatile, et de galets mous d’argile kaolinique [ASTRUC, 1990], Sa nature change au sud de Cahors, dans le secteur de Cieurac, où ces alluvions sont cimentées par des sédiments carbonatés d’origine lacustre et palustre. Son épaisseur est très variable (Fig. 1-24), moulant les topographies sous-jacentes et notamment en fossilisant des karstifications antérieures. À ce titre, l’étude des coupes réalisées lors des percements des tunnels SNCF de la ligne Paris-Toulouse, révèle par sondage une topographie de buttes et de pitons calcaires fossilisées par cette formation. Cette épaisseur évolue entre 0 à 30 m en général, allant jusqu’à 50 m dans certains secteurs [zone de Puy l’Evêque, au nord-ouest de Cahors ; ASTRUC, 1988], Son orientation NE-SW sur le Causse de Martel, se modifie ensuite selon un axe grossièrement nord-sud sur les Causses de Gramat et de Limogne.

Figure 1-24 : Coupe SW-NE de la formation de Saint Denis-Catus (argiles à graviers), (d’après ASTRUC, 1992).

Figure 1-25 : Coupe synthétique du Plateau de Bord, secteur de Domme, (d’après ASTRUC, 1992).

151L’origine de cette formation n’est pas tranchée avec certitude. L’hypothèse initiale d’un « oued » divagant a laissé place à celle d’une « vidange brutale » du paléo-poljé de Martel, d’âge oligocène. En effet, cette formation semble s’intercaler entre les karstifications éocènes qu’elle fossilise et les molasses miocènes. Enfin, sa trajectoire nord-sud indique très clairement que le réseau hydrographique n’avait pas du tout l’orientation actuelle (est-ouest), réseau qui semble résulter d’une vraisemblable adaptation par contournement de l'invasion des molasses [RENAULT et al., 1992] ;

152* Les meulières de Bord : un sédiment issu d’un contexte palustre, silicifié dans un deuxième temps : les meulières que l’on rencontre le long de la vallée de la Dordogne dans les secteurs de la forêt de la Bessède (Cadouin) et un peu au sud de Domme, résultent d’un contexte palustre [présence de gastéropodes et de gyronites de charophytes, ASTRUC, 1990], Ce sédiment a été ensuite, dans un deuxième temps, silicifié par les battements de la nappe phréatique [SALOMON et ASTRUC, 1992]. Il en résulte une dalle en deux niveaux de meulières, épais de 1 à 2 m, très résistants à l’érosion (Fig. 1-25). Ils ont en outre fossilisé un important niveau de cuirasse ferrugineuse, élaborée à partir des altérites des roches mésozoïques sous-jacentes. Cette cuirasse est présente de façon discontinue au-dessus de ces altérites.

153Les processus de meuliérisation résulteraient de « la désilicification de calcaires silicifiés. On peut envisager une fixation de la silice par des diatomées et éponges siliceuses en milieu lacustre, sous un climat chaud et humide redistribuant le fer et le concentrant sous forme de taches hydroxydes : l’hydrolyse des silicates est suffisante pour solubiliser la silice qui précipite localement. Il est à noter que l’on retrouve tout autour du plateau de Bord des restes d’anciennes cuirasses ferrugineuses et des ocres » [SALOMON et ASTRUC, 1992]. L’étude de la malacofaune a permis d’attribuer un âge précis à cette meulière, remontant à l’Oligocène inférieur [Stampien, LABROT et REY, 1976 ; in SALOMON et ASTRUC, 1992], Ces plateaux (Bord et Bessède) résultent d’une importante inversion de relief par encaissement du réseau hydrographique (ancienne cuvette devenue plateau), d’autant plus importante que l’on se rapproche de la Dordogne. Avec 300 m de hauteur, le plateau de Bord représente le point le plus haut de la cuvette sarladaise [ENJALBERT, 1950], alors qu’au début de l’Éocène, ce devait être l’un des points les plus bas de cette dépression.

1542) La transgression molassique miocène : un contexte de karstification sous une épaisse couverture d’altérites : au Miocène, le Périgord-Quercy connaît le maximum de l’extension des molasses d’origine pyrénéenne. La limite nord de cette extension devait se situer au-delà de l’actuelle vallée de la Dordogne. À dominante argilo-sableuse, elles permettent la constitution de nombreux contextes lacustres à sédimentation carbonatée. Leur rôle principale est d’avoir fossilisé en quelque sorte les formations tertiaires antérieures. Notamment, elles ont joué un rôle très important dans la fossilisation du karst à phosphorites. Cependant, ces formations de moindre résistance ont subi l’attaque des climats quaternaires et l’incision des cours d’eau. En Périgord et en Haut-Quercy, elles ne subsistent qu’à l’état de témoins perchés en haut des buttes, en inversion de relief aujourd’hui. C’est le cas notamment de la formation des « Calcaires de l’Agenais », seul témoin géologique conservé. N’apparaissant qu'au sud-ouest de Cadouin, dans la région de Belvès, ainsi qu’au sud de la vallée du Lot, elle indique des conditions de sédimentation carbonatée en milieu lacustre [DUBREUILH, 1988].

155Cependant, son extension limitée sur notre secteur ne permet pas d’aller plus loin dans les caractéristiques paléoclimatiques de cette période. À l’ouest du secteur d’étude, ces formations calcaires sont plus étendues, mais elles sont essentiellement marines. Il est vraisemblable que les processus de karstification intense, notamment sous la couverture d’altération, se sont poursuivis. La grotte de Cougnac semble pouvoir être attribuée à cette période. Ainsi, le Miocène marque-t’il la fin des différents cycles climatiques chauds et relativement longs (environ 10 Ma minimum) de l’ère Tertiaire. De la même façon, la tectonique semble connaître une tendance inverse (soulèvement) à ce qu’elle a été tout au long du Cénozoïque. En effet, en relation avec l’orogenèse pyrénéenne et la sédimentation molassique qui lui est liée, le Bassin Aquitain connaît un mouvement de subsidence continu et entamé depuis l’Éocène. A ce titre, cette subsidence a permis l’accumulation de grandes épaisseurs de molasses dans la fosse au pied des Pyrénées [2145 m d’épaisseur comprenant l’Oligocène et le Miocène ; ENJALBERT, 1960].

1563) Les paléoenvironnements pliocènes : réactivation de la karstification par encaissement du réseau hydrographique : ainsi, au Pliocène, se terminent les différentes phases de sédimentations molassiques oligo-miocènes et, à nouveau, apparaît un contexte d’érosion. Le soulèvement du Bassin Aquitain concerne d’abord la bordure nord-est avec comme corollaire, l’installation du réseau hydrographique actuel. Contrairement à d’autres régions françaises (Grands Causses, Bassin rhodanien, notamment), on n’observe pas de témoins de l’encaissement des cours d’eau antérieurs au Pliocène. Cette période, très courte (environ 4 Ma), voit progressivement l’installation de grands couloirs d’érosion, recoupant l’orientation des grandes vallées actuelles. Il se peut que cette installation soit plus ancienne, vers - 7 Ma [ASTRUC, comm. orale]. Cette tendance débute par le nord du Périgord-Quercy. Les karstifications plio-quaternaires vont d’abord toucher ce secteur et seront plus tardives au fur et à mesure que l’on se dirige vers le sud. En effet, le décapage de la couverture molassique est plus aisé au nord, du fait de sa moindre épaisseur. Elle est beaucoup plus tardive sur le Causse de Limogne notamment, expliquant la conservation des phosphorites [ASTRUC, 1988], Cette tendance est également responsable du plus grand degré d’évolution des principales vallées, du nord vers le sud (Vézère, Dordogne, Lot, Aveyron).

157Il ne nous reste aujourd’hui que quelques témoins de ces grands couloirs d’érosion, soit sous la forme d’incision dans les plateaux calcaires, soit sous la forme d’épandages d’alluvions de « haut plateau ». Ces épandages concernent principalement les vallées de l’Isle-Au vézère, de la Vézère, du Lot et de l’Alzou. Cette dernière a conservé ces dépôts d’alluvions, aujourd’hui suspendus à plus de 150 m au-dessus de la rivière, et un niveau d’incision situé à 250 m d’altitude.

158Concernant les alluvions de l’Isle, un site a livré un cortège pollinique relativement complet [TEXIER et al., 1983]. Complété par l’étude d’autres sites du Bassin de la Garonne, ce cortège est basé avant tout sur deux espèces : le Pin et le Chêne. L’ensemble de ce cortège pollinique s’inscrit dans la lignée de ceux rencontrés pendant le Pléistocène, dans ce site où une très ancienne trace humaine est attestée [lieu-dit « les Sept-Fonts », KERVAZO et TEXIER ; in TEXIER, 1983].

159Un bel exemple de ces paléocirculations se situe sur la marge orientale de la dépression de la Bouriane, dans le secteur au nord de Gourdon. Ici, grâce au matériel alluvial, quatre grandes circulations ont pu être reconstituées [SALOMON et ASTRUC, 1992], Elles vont toutes en direction du centre de la dépression qui se situe grossièrement au sud-est de la ville de Sarlat. Elle souligne l’influence structurale dans cette organisation, avec le rôle joué par la couche imperméable des marnes du Coniacien inférieur. Le dégagement progressif du synclinal par l’érosion s’est effectué tout d’abord de façon périphérique, là où les couches sont les moins épaisses. Cette situation a permis à des cours d’eau comme le Céou notamment de s’installer.

160Ce secteur montre deux types d’érosion : soit en « nappe » tapissant le fond de la dépression périphérique de la cuesta coniacienne comme le secteur de Manobre au nord-ouest de Gourdon, soit sous la forme de couloirs d’érosion se raccordant au niveau pliocène de la Dordogne, avec le secteur de Nadaillac de Rouge. Certains petits cours d’eau comme la Germaine notamment ont repris ces anciens couloirs pour installer leurs cours actuels. Mais ce système est resté inachevé, vraisemblablement dû à des changements de conditions climatiques [SALOMON et ASTRUC, 1992], Il semble, en effet qu’au Pliocène, on note la prépondérance d’un système d’érosion latérale par sapement, favorisant la formation de grands couloirs alluviaux. Puis, au début du Quaternaire, les conditions changent au profit d’un système d’érosion linéaire, favorisant l’incision des cours d’eau et provoquant la « sénilité » précoce des aplanissements pliocènes. Cette période pliocène a cependant joué un grand rôle, notamment dans l’orientation du réseau hydrographique hérité des grands couloirs pliocènes, dans le déblaiement de la couverture d’altérites et le dégagement progressif des pechs.

1.2 - MORPHOGENESE ET CLIMATS DE LA PERIODE PLIO-QUATERNAIRE

161Il est difficile d’établir une chronologie précise des premières phases pléistocènes. La terminologie classique, relativement controvérsée, établie sur 4 à 6 grandes périodes glaciaires pose un certain nombre de problèmes (Biber, Donau + Günz, Mindel, Riss, Würm). Face à cela, il est possible de croiser cette terminologie avec celle des stades isotopiques (basée sur 18O, chronologie dite « océanique ou marine »), qui fait ressortir des oscillations climatiques plutôt que des périodes. Au sein de cette chronologie, il nous appartient de déterminer quelles sont les périodes potentiellement plus propices à l’édification des tufs et des travertins. Nous conservons pour l’instant l’ancienne terminologie des chronologies quaternaires (Riss et Würm notamment).

Figure 1-26 : Diagramme synthétique de répartition des âges de concrétions et de travertins, (d’après MAIRE, 1990).

Figure 1-27 : Diagramme synthétique de répartition des âges de travertins, (d’après MAIRE, 1990).

1.2.1 - CADRE CHRONOLOGIQUE GÉNÉRALE

162Ce cadre repose sur trois grandes séries de données, provenant de trois domaines morphologiques différents :

  • les terrasses alluviales ;

  • les dépôts d’abris sous roche, les spéléothèmes et les autres dépôts continentaux (tourbières, marais) ;

  • les sédiments marins.

163* La chronologie liée aux terrasses alluviales : rappelons que le schéma de mise en place des terrasses alluviales pose des problèmes. Il faut le nuancer, car il est préférable de raisonner en terme de convergence de phénomènes aboutissant à la mise en place d’un niveau de terrasse. Au sein de cette convergence, l’influence climatique joue un grand rôle en relation avec le débit du cours d’eau, la lithologie, la nature du matériel charrié pendant les crues, le système de pente, le couvert végétal, etc. Cette convergence se retrouve également dans l’étude des crues actuelles [SALOMON, 1997b], Ceci explique en grande partie pourquoi l’étude des systèmes de terrasses alluviales est loin de montrer une grande homogénéité d’une vallée à l’autre. De plus, il convient de rester prudent sur les interprétations paléoclimatiques et leur ajustement chronologique.

164Cependant, le principal intérêt de ces différents niveaux alluviaux est de pouvoir fournir d’autres outils de calage chronologique (faune, flore, industries préhistoriques, travaux de TEXIER en Périgord, notamment).

165* La chronologie liée aux dépôts sous abri et aux dépôts karstiques (spéléothèmes et travertins) : l’étude des dépôts sous abris et des concrétionnements permet d’aller plus loin dans l’analyse des différentes périodes quaternaires. Beaucoup d’informations paléoécologiques sont piégées au sein de ces dépôts et de ces concrétions (pollens, ossements, industries préhistoriques, etc.). Leur analyse qualitative permet à la fois d’offrir un cadre chronologique, en recoupant la stratigraphie de différents sites, mais d’avoir également une idée relativement précise des grands traits du milieu naturel par l’étude approfondie des marqueurs contenus dans les sédiments (faune et flore). Là aussi, il faut rester prudent, car ces indications sont à relativiser, compte tenu que les sites étudiés restent soumis à des influences locales.

166Les sites, qui ont servi de base à ce cadre chronologique, sont aujourd’hui célèbres comme Combe-Grenal (secteur de Domme), Pech de l’Aze I et II (Carsac), La Micoque et la grotte de Font de Gaume (Les Eyzies), Le Moustier, La Madeleine, Laugerie, Tursac (vallée de la Vézère). De plus, leur étude a été comparée à des dépôts situés en Auvergne [RAYNAL, in LAVILLE, 1986], à la tourbière de la Grande Pile en Haute-Saône [WOILLARD, 1979], ou celui du marais des Echets dans la région de Lyon. Il s’appuie également sur le croisement avec des données archéologiques ou issues des datations isotopiques et par thermoluminescence.

167L’approche quantitative peut se faire par la distribution des datations sur spéléothèmes issus des grands massifs montagneux français et étrangers [HENNIG, GRUN et BRUNNACKER, 1983 ; MAIRE, 1990]. Leur abondance souligne des optimums de concrétionnements reflétant des optimums climatiques, et, a contrario, leur absence indique un stade de dégradation climatique. Cette répartition permet alors de dresser un cadre chronologique relativement précis (Fig. 1-26). Cette approche quantitative peut également s’appliquer aux travertins (Fig. 1-27).

168Or, en comparant ces trois diagrammes, on constate plusieurs petits décalages, imputables à différentes raisons :

  • il semble bien que sur certaines périodes très courtes, on puisse obtenir des températures élevées, mais, qui dans une ambiance trop sèche, n’aboutissent pas forcément à un concrétionnement et/ou une travertinisation importants, ou repérables à un niveau statistique ;

  • ce léger décalage nous semble tenir également au mode de fonctionnement différent des travertins par rapport aux spéléothèmes. Il se retrouve si l’on compare les figures 1-26 et 1-27, ainsi qu’avec d’autres diagrammes de répartitions par âge [MAIRE, 1990].

169De plus, ces spéléothèmes provenant d’aires climatiques différentes comme les karsts de haute montagne ou le Bassin Méditérranéen, n’enregistrent pas de la même façon ces différentes ambiances climatiques : glaciaire en montagne, périglaciaire en plaine, par exemple. Néanmoins, dans l’ensemble, les grandes phases d’améliorations climatiques sont bien corrélées par ces divers modes d’enregistrements au sein des différentes aires climatiques.

170* La chronologie océanique : la troisième grande série de données provient de la chronologie océanique. Ces informations sont de plusieurs ordres :

  • composition l8O/16O des tests d’organismes marins comme les Foraminifères : l’augmentation de ce rapport traduit l’augmentation du volume de glace stocké sur les continents) ;

  • analyse des populations planctoniques permettant la détermination de paléotempératures ;

  • étude des sédiments marins et de leur contenu (spectres polliniques), etc.

171À partir des variations isotopiques de l’l8O (Δ 18O) issues du milieu marin, il est possible d’obtenir une courbe où chaque grand changement climatique est enregistré. Cette courbe est divisée en stade. Malheureusement, on ne dispose à l’heure actuelle d’aucun moyen de calage radiométrique, permettant de préciser ces phases de transition climatiques. Elles sont en général estimées à partir d’autres moyens, notamment par la faune contenue dans des sédiments marins ou par paléomagnétisme.

A) le Pléistocène ancien : un froid de faible ampleur

172Entre -1,87 Ma et -730 Ka, c’est-à-dire au Pléistocène ancien ou inférieur, plusieurs oscillations ont été enregistrées. Selon MAIRE [1990], deux périodes d’aggravation climatique se déroulent lors du Pléistocène ancien. La première marque la charnière entre le Pliocène et le Pléistocène (-1,87 Ma), la deuxième se situe vers - 800 ka. Néanmoins, la valeur charnière la plus importante semble se situer vers - 450 ka - 420 ka (Pléistocène moyen). Avant cette date, il semble que l’on ne constate pas d’épisodes glaciaires de grande ampleur dans les sédiments marins, cette tendance s’inversant après cette date.

173Il semble que l’on constate tout d’abord le lent déclin des températures et des conditions climatiques pliocènes relativement chaudes et sèches. Vers -1,2 -1,1 Ma ( ?) débute une première période glaciaire (pléistocène ancien supérieur ?), puis une deuxième semble intervenir vers - 900 ka - 800 ka environ. Puis, pendant un intervalle de 100 ka, un contexte plus chaud et particulièrement humide intervient, que l’on peut assimiler à un interglaciaire, jusqu’à - 730 - 700 ka.

B) Le Pleistocene moyen : une succession d’épisodes climatiques rigoureux et d’amélioration climatique optimale

174* Entre -730 ka et -130 ka, une deuxième série de périodes glaciaires intervient, correspondant à l’ancienne terminologie « Mindel, interglaciaire Mindel-Riss et Riss », c'est-à-dire au Pléistocène moyen. Cette période correspond aux stades isotopiques 19/18 à 6 (fin :-130 ka). On ne dispose pas d’informations en Périgord-Quercy sur toute la première partie du Pléistocène moyen (schématiquement de - 730 à - 475 ka).

175A partir de - 475 ka, débute la période mindelienne. Cette periode que l’on découpe en deux phases glaciaires (Mindel I et II) est connue de façon très inégale. Notamment la première phase est très mal connue. L'interstade Mindel I/II semble correspondre à un épisode tempéré, relativement frais et humide [LE TENSORER, 1978].

176La deuxième période Mindel II est mieux connue par le biais de dépôts karstiques provenant de la vallée de la Lémance, marquée par un froid intense. La fin de cette période froide montre une aggravation des conditions climatiques, plus rigoureuses et plus sèches. Les deux épisodes climatiques plus cléments qui séparent chaque phase froide de cette période, sont caractérisés par des épisodes doux et humides, trop courts pour composer un réel interstade [TEXIER et al., 1983]. Ils se marquent par l'élaboration de planchers stalagmitiques. Enfin, une phase climatique particulièrement rigoureuse correspond au stade 10. c'est-à-dire, entre - 360 et - 320 ka [MAIRE, 1990] Cette phase semble moins rigoureuse en Périgord-Querey.

177Débute ensuite une période interglaciaire pendant environ 50 ka (entre -320 ka et -270 ka), marquée par un optimum bioclimatique. Les conditions climatiques semblent très nettement tempérées et humides, avec des boisements denses marqués par la présence de taxons méditerranéens. La fin de cet interglaciaire voit l’instauration de conditions de plus en plus fraîches devenant très humides par la suite. La faune est typique de période douce ou d'espèces à grand pouvoir d’acclimatation thermique, dites « eurythermes » [DELPECH et al., 1983].

178Avec la fin du Mindel, se terminent les grandes phases d'encaissement des cours d’eau principaux du Périgord-Quercy, puisque les grandes vallées (bassins de l’Isle, de la Dordogne, et du Lot) ont déjà effectué les deux tiers environ de leur creusement. Ce fait traduit l’intensité des phénomènes érosifs (+ de 200 m d’encaissement sur certaines vallées) en un peu plus de 1,5 Ma.

179* Entre -270 ka et -130 ka, une troisième période intervient, dénommée traditionnellement « Riss », et que l’on subdivise généralement en trois phases (Riss I à III ; niveau Fw de la classification de TEXIER). Elle est composée de plusieurs oscillations froides et sèches (phases froides), notamment les stades 8 (-270 ka -230 ka) et 6 (-170 ka - 130 ka). Chaque phase glaciaire est séparée de la suivante par un interstade, sorte de période de réchauffement et/ou de plus grande humidité. Les interstades sont importants pour notre étude car ils représentent des phases de concrétionnements endokarstiques et de dépôts exokarstiques potentiels. MAIRE [1990] a montré qu’au sein du Riss, une période était particulièrement propice au concrétionnement, entre -245 ka et -190 ka (stade 7), dans la zone alpine et l’Europe Centrale. Des données issues de concrétions en Charentes [site de la Chaise, DEBENATH et al., 1980 ; in LAVILLE et al., 1986] indiquent une phase d’amélioration climatique autour de - 151 ka. Puis, les concrétions enregistrent un arrêt, attribué au Riss final, avant de connaître à nouveau une phase de concrétionnement vers - 120 ka, correspondant à l’interglaciaire Riss-Würm.

180Les études palynologiques effectuées en Périgord (PAQUEREAU, 1974-75, 1978) montrent la grande complexité de la période rissienne :

181- au Riss I, un froid sec règne tout d’abord, exprimé par la pauvreté de la flore arbustive. La fin de cette période est plus humide (Cypéracées) et plus favorable ;

182- cette tendance se confirme et s’accentue pendant la deuxième période du Riss (II). L’apparition de feuillus thermophiles et d’éléments de forêts-galeries et de zones fraîches indiquent un climat plus doux et plus humide. Malgré la douceur climatique, les conditions de cette époque ne permettent pas l’établissement d’un interstade. La fin de cette période marquée par une nouvelle dégradation climatique ;

183- la troisième période du Riss voit l’implantation d’un phase particulièrement rigoureuse et steppique, vraisemblablement une des phases les plus rigoureuses de tout le Pléistocène. Les taux de boisements chutent. Cette plus grande rigueur climatique se retrouve également dans la composition de la faune de cette période, qui voit l’apparition de taxons rares pour la région, comme le Bouquetin. Cette évolution s’accompagne d’importants processus de saupoudrage de limons d’origine éolienne, constatés un peu partout dans le Sud-Ouest [LAVILLE et al., 1986],

C) Le Pléistocène supérieur : optimum climatique éemien et rigueur des épisodes würmiens

184Cette période majeure dans la morphogénèse locale peut être divisée en deux : l’interglaciaire Riss-Würm qui la relie à la période précédente et les différentes stades würmiens.

1°) L’interglaciaire Riss-Würm : des conditions climatiques optimales

185La période interglaciaire qui suit immédiatement le stade 6 est importante pour la mise en place des travertins. En effet, un peu partout en France et en Europe, on retrouve des dépôts datant de cette période. De plus, elle représente une importante phase de concrétionnement [MAIRE, 1990], Certains abris sous roche du Périgord ont connu lors de cette période, des phases de concrétionnement, à l’image des niveaux « travertineux » des abris du Pech de l’Aze I et II (secteur de Carsac, au sudest de Sariat). Ces niveaux ont pu être datés par U/Th.

186Selon MAIRE [1990], cette période représente un optimum climatique (bien corrélé avec les stades isotopiques de l’oxygène), montrant trois pics, notamment vers - 130 - 120 ka, - 110 - 90 ka, - 80 - 70 ka, dans le domaine méditerranéen. Le troisième pic semble moins bien représenté en Périgord-Quercy. Cet interglaciaire que l’on nomme habituellement Éemien correspond, soit en partie au stade 5, entre -127 ka et -73 ka. Lors de cette période, les grandes vallées connaissent un surcreusement fluviatile de grande ampleur. Les différents dépôts (cryoclastes, terrasses alluviales, éboulis, etc.) sont affectés par une importante pédogenèse à l’image de la coupe des Tares, près de Sourzac [BERTRAN et TEXIER, 1990]. Les informations tirées de l’étude du domaine marin permettent de compléter les schémas chronologiques établis à partir des dépôts continentaux. Concernant cette période interglaciaire, on retrouve ce découpage en trois « pics ». Les paléotempératures estimées apparaissent comme égales ou légèrement supérieures aux conditions actuelles (20 à 22°C), voire légèrement inférieures dans certains cas (18°C en été). Ces températures chutent de 10°C lors des séquences plus froides séparant ces 3 optimums. Elles renseignent directement sur les fluctuations des courants marins, à mettre en relation avec celles du couvert forestier en domaine continental [LAVILLE et al., 1983].

187À la fin de cette période, plusieurs indices annoncent une dégradation des conditions climatiques : déclin du Chêne, raréfaction des éléments méditérranéens, éclaircissement des boisements, diminution progressive des Conifères. Le stade final de cette évolution est corrélé par l’amorce d’une érosion importante des sols élaborés lors de cet interglaciaire.

2°) Les périodes würmiennes : un froid plus marqué en début de période

188Il est toujours problématique de découper la période du Würm, tant il est vrai qu’il est préférable de parler de différentes oscillations (froides, plus tempérées, plus sèches, etc.) que de périodes proprement dites. Cependant, pour la simplification de la présentation, nous avons retenu un découpage en deux périodes.

a) le Würm ancien : une dégradation climatique maximale

189La dernière grande série d’oscillations climatiques froides intervient au Würm et termine le Pléistocène supérieur. Selon les chronologies de LEROIGOURHAN, de LAVILLE [1977] et MAIRE [1990], le Würm s’étend de -115 -75 ka jusqu’à - 10 ka (début de l’Holocène et fin du Pléistocène). Sa connaissance est très approfondie, notamment par l’étude des remplissages des abris sous roche effectuée en Périgord, mais aussi un peu partout en Aquitaine [pour le Périgord, travaux de LEROI-GOURHAN, in LAVILLE et al., 1983].

190Il semble qu’au Würm ancien, la première phase soit globalement froide et sèche, marquée par l’importance des produits de gélivation, et avec un taux de boisement assez faible.

191Puis se succèdent plusieurs petites phases où alternent séquences tempérées humides et séquences froides inscrites dans les modifications de la faune (disparition du Renne lors des phases tempérées). Vers la fin de cette période, le froid s’accentue à nouveau dans un cadre de plus en plus sec. On atteint un « maximum de dégradation climatique » [LAVILLE et al., 1983], marquant une réelle modification de la flore tempérée qui disparaît pour longtemps. Un seuil paléoclimatique est atteint au sens où l’on constate un changement profond et durable des paléoenvironnements [LAVILLE et al., 1986]. Ce seuil correspond au stade 4 (-65 ka). Les paysages végétaux sont très ouverts et les espèces héliophiles et steppiques deviennent prépondérantes.

192Les données du milieu marin relatives au stade 4 traduisent une augmentation des calottes continentales en relation avec un épisode froid. La présence de courant marin froid est attestée dans le Golfe de Gascogne, générant des températures proches de 6°C en été. L’absence d’espèces thermophiles est confirmée.

193Puis débute une deuxième phase séparée de la première par un interstade très court où la forêt n’est pas réapparue. Elle se situe entre -60 ka et -32 ka, soit l’ensemble du stade 3 (-61 ka -29 ka qui englobe l’interstade Würm II/III). L’ambiance climatique est marquée lors de cette période, par un retour du froid relativement intense, soulignée par l’abondance des gélifracts et une sédimentation de limons d’origine éolienne. Cette période est composée d’une succession de séquences froides et sèches, et de séquences très humides.

194Pour LEROI-GOURHAN, l’interstade Würm II/III débute vers 38 ka et se terminerait plus tôt, vers 34,5 ka. Il correspond à la transition entre les stades isotopiques 3 et 2. Cet interstade est important car il représente un optimum de concrétionnement [MAIRE, 1990], Il semble que l’on puisse fixer une fourchette chronologique à l’optimum thermique de cet interstade, entre -39 ka et -36 ka. Cette période est surtout marquée par une grande humidité.

b) le Würm récent : une succession rapide d’épisodes climatiques contrastés

195Le Würm récent débute donc vers - 35 ka - 31 ka pour se terminer vers - 11 ka - 10 ka. Il recoupe le stade 2.

196La première période apparaît comme une phase intense de sédimentation dans les abris sous roche et entrées de grottes du Périgord. Elle débute par une série de séquences humides et rigoureuses.

197Cette tendance se confirme au sein des séquences suivantes, avec l’abondance des produits cryoclastiques. Entre -31 ka et -24 ka environ, interviennent plusieurs séquences de détérioration climatique. Les cryoclastes sont de plus en plus volumineux et indiquent une action du gel plus intense. Ces séquences froides sont entrecoupées de séquences traduisant une amélioration climatique, marquée par une végétation de boisements clairs et des forêts-galeries.

198Le stade isotopique 3 est complexe car il est composé de multiples oscillations rapides. Très hétérogène d’un site d’étude à un autre, il semble se positionner entre des périodes de très grande amélioration climatique (stades 5 et 1), et des périodes où le caractère glaciaire du climat est nettement affirmé (stade 4 et 2). Ce caractère intermédiaire se retrouve aussi bien dans les volumes de glaces stockées que dans les paléotempératures (toujours inférieures à 18°C, mais toujours supérieures à 8°C, semble-t’il). Il semble cependant que l’on constate bien une amélioration climatique au sein de ce stade, se traduisant par une plus forte pluviométrie et de nombreux apports terrigènes continentaux. Cette amélioration se situerait à la fin de ce stade et pourrait confirmer l’amélioration climatique correspondant à l’interstade Würm II/III.

199La fin de la période est caractérisée par un grand nombre de petites séquences climatiques. Correspondent-elles à des oscillations locales ? L’humidité reste importante dans de nombreux cas. Plus on s’approche de la fin du Würm III et plus les séquences se succèdent, surtout vers -22 ka. À ce niveau, un seuil climatique semble être franchi à nouveau. Le retour de conditions plus froides n’est compensé que par de timides améliorations climatiques.

200Entre - 20 ka et - 17 ka, une phase interstadiaire intervient (interstade III/IV). Elle pourrait être plus courte, en se terminant vers - 19 ka. Elle ne représente alors qu’une période de 1000 ans environ, ce qui semble représenter le seuil minimum de précision concernant ce type d’étude [LAVILLE et al., 1983], Cette période de transition semble moins marquée que l’interstade Würm II/III et ne semble représenter qu’une oscillation plus humide.

201La deuxième période du Würm récent, que l’on appelle également Tardiglaciaire, regroupe les anciennes dénominations Dryas, Bolling, et Allerod. Il s’étend donc de -19 ka à -10 ka environ, et se compose de plusieurs périodes froides ou fraîches assez courtes, alternant avec de courtes périodes plus tempérées. Il débute par une période assez froide et sèche, marquée par l’abondance des cryoclastes dans les abris.

202Puis survient une séquence plus douce, marquée par une diminution de l'aridité. C’est lors de cette période qu’ont été peintes les fresques de Lascaux. Elle se termine vers - 16 ka [LAVILLE et al., 1986].

203La phase suivante se marque par un retour de conditions froides et sèches. Éboulis et processus de gélivation redeviennent très actifs. Cette séquence se termine vers -14 ka et correspond à l’ancienne appellation Dryas I ou « Dryas ancien ».

204Entre -14 ka et -12 ka environ, une période d’amélioration climatique s’affirme nettement, dans un premier temps, par une forte augmentation de l’humidité. Elle correspond à l’ancienne dénomination « Bôlling ».

205Entre -12 ka et -10 ka, on observe une succession de petites oscillations climatiques, à caractère froid et sec. Cette séquence très courte, correspond à une phase intermédiaire entre l’amélioration précédente et la suivante. L’amélioration correspondant à « l’Allerôd » s’étend sur une période de 1000 ans environ, soulignée par une plus grande humidité et l’adoucissement du climat. Ces deux conditions permettent le développement de forêts claires.

206Enfin, une dernière séquence plus froide termine l'ensemble de cette période, avec le retour des gélifracts, de faible diamètre cependant. Le contexte demeure peu froid mais humide.

207Le Würm récent correspond au stade isotopique 2, marqué par l’extrême rigueur des conditions climatiques en domaine marin. Le maximum de développement des calottes glaciaires semble être atteint vers -18 ka. Dès le début de ce stade, les paléotempératures s’avèrent très basses, proches de 6°C en été. Survient ensuite une importante étape de déglaciation, s’accélérant entre 15,5 ka et 13,5 ka. L’amélioration enregistrée à Lascaux n’est par contre pas détectée dans les sédiments marins. Entre - 13,5 ka et - 11 ka, une déglaciation importante semble intervenir, provoquant la remontée des températures estivales aux environs de 20°C, soit proches des valeurs actuelles. Puis une brève dégradation climatique apparaît entre - 11 ka et - 10 ka, marquée par une baisse conséquente des températures en été (proche de 11 - 12°C). Enfin, apparaît la dernière phase de déglaciation, conduisant aux conditions régnant lors de l’Holocène (stade 1) et aux conditions actuelles.

D) L’Holocène : amélioration climatique et assèchement progressif vers la période actuelle

208Cette période est très importante dans la mise en place des dépôts de tufs et de travertins en Périgord-Quercy En effet, pour au moins la moitié d’entre-eux, cette mise en place débute aux premiers stades de l’Holocène. Le trait majeur de cette période est le recul partout dans le monde, et la disparition définitive en Europe occidentale des conditions glaciaires.

209Elle période débute habituellement vers - 10,3 ka - 10.2 ka Dans l'ensemble, elle est relativement bien connue, de part les nombreuses études qui la couvrent, et la possibilité de dater correctement, de façon absolue, les divers événements qui la composent. Nous nous contenterons ici d'indiquer la chronozonation classique, sur laquelle nous reviendrons en détail tout au long de l'étude des dépôts de tufs et formations associées en Périgord-Quercy.

210L'étude de répartition par âge des concrétionnements de la moyenne et haute montagne de la zone tempérée nord [MAIRE, 1990], montre une première période de concrétionnement se situant au début de l'Holocène, vers - 10 ka - 9 ka. Ce premier maximum correspond au Préboréal dans la terminologie classique. Pour VAUDOUR [1997], une première période optimale de sédimentation travertineuse débute vers - 9,6 ka, pour se terminer vers - 7,5 ka. Le Préboréal se termine alors vers - 8.9 ka - 8.8 ka.

211Puis, un premier minimum de concrétionnement est constaté vers - 9 ka - 8 ka. Il correspond à un léger refroidissement intervenant au Boréal, dont les limites traditionnellement admises se situent à - 9 ka - 7,5 ka. Cette période qui clôt le premier optimum sédimentaire, se termine vers -7,6 ka [VAUDOUR, 1986].

212L'optimum climatique de l’Holocène semble être atteint à l’Atlantique, caractérisé par une plus grande douceur des températures et un climat légèrement plus humide que les conditions actuelles. Cette période se traduit par un concrétionnement particulièrement actif, entre - 7 ka et - 5 ka, environ. MAIRE [1990] cite une pulsation plus froide et humide vers - 6,6 ka - 6,2 ka. Une deuxième période optimale de sédimentation travertineuse intervient vers - 6 ka pour s’arrêter vers - 3 ka, au début du Subatlantique [VAUDOUR, 1997], L’optimum climatique atlantique se poursuit jusqu’à - 4,6 ka environ.

213De nouveau, on remarque un minimum de concrétionnement correspondant au Subboréal, vers - 5 ka - 4 ka. Cette période se termine vers - 2,8 ka.

214Enfin, très proche des conditions actuelles, on note à nouveau, un maximum entre - 4 ka et - 1 ka, s’étalant sur le Subboréal et le Subatlantique.

1.2.2 - LA MORPHOGENESE QUATERNAIRE : IMPACTS DU FROID ET PRÉPONDÉRANCE DU FLUVIOKARST

215Les diverses phases humides et froides du Quaternaire ont laissé de multiples empreintes dans les paysages, d’autant plus sensibles que l’on se situe dans une région calcaire. Cette dernière a donc subi à la fois les actions mécaniques dues au froid (éclatement de la roche, par exemple), et la corrosion des phases humides sur un matériel préparé par le gel, mettant constamment la roche à nu. Ceci est parfaitement illustré par les morphologies fluvio-karstiques, telles que les vallées sèches.

216Dans le même temps, le soulèvement graduel du Bassin Aquitain a permis l’organisation progressive des écoulements vers la gouttière garonnaise, pour la partie sud du secteur, et vers le bassin de la Dordogne, pour la partie nord. Il s’accompagne alors d’un encaissement par paliers successifs, du réseau hydrographique principal et secondaire. Pour le premier, un ensemble de niveaux de terrasses alluviales se met en place, enregistrant de façon plus ou moins parfaite et synchrone, ces différents stades d’encaissement. Pour le réseau secondaire, il existe deux possibilités, selon la taille de chaque drain. Lorsque la taille l’a permis, le drain secondaire a suivi cette évolution, en se raccordant au plus bas niveau de terrasse (würmien). Quand sa taille était trop modeste, il est resté alors suspendu au-dessus du niveau de terrasse précédent. C’est le cas notamment des valleuses de méandre déjà citées, mais aussi de nombreuses petites vallées aujourd’hui complètement assechées.

217Cette conjonction des facteurs climatiques et structurales, a permis la mise en place de la morphologie actuelle avec :

  • des manifestations liées au froid (abris sous roche, éboulis de gélivation) ;

  • un réseau dense de vallées actives et sèches ;

  • des réseaux karstiques suspendus et déconnectés, pour les niveaux les plus anciens.

A) Les principales manifestations liées au froid : abris sous roche et dépôts de grèzes

218Ces manifestations sont principalement de deux ordres : des formes en creux avec les abris sous roche, et des formes pleines avec les dépôts de grèzes.

1°) Les abris sous roche

219Ils sont en quelque sorte responsables de la grande renommée du Périgord, notamment grâce à leur remplissage. Ces abris résultent en fait d’une combinaison de facteurs où le froid joue un rôle central, en relation avec la nature de la roche et l’humidité ambiante (les abris s’alignent toujours le long des vallées). Il semble, en effet, que la nature de la roche soit un facteur important. Il suffit de longer les alignements d’abris de la Beune, notamment dans le secteur entre Sariat et Les Eyzies, pour se rendre compte qu’ils s’alignent tous sur un même banc rocheux, composé des calcaires marneux du Coniacien. D’après des expériences menées au Laboratoire de Géomorphologie de Caen [LAUTRIDOU, in LENZI, 1976], les processus de formation des abris résulteraient surtout de l’intensité du gel.

220De même, l’étude des remplissages de ces abris montre souvent une alternance de lits composés de gélifracts plus ou moins gros, reflet plus ou moins fidèle de cette intensité du gel. Les phases de froid longues et intenses, favorisent le gel en profondeur des roches, faisant geler l’eau à l’intérieur des fissures et provoquant l’éclatement en gros blocs de ces roches. Cette action peut être amplifiée par la présence d’un banc plus marneux à la base des calcaires. Plus rapidement excavé par les eaux de ruissellement et/ou sapé par l’action érosive des rivières, il favorise la mise en porte à faux du banc calcaire. S’ajoute alors une contrainte d’équilibre résultant de l’aplomb de la roche. Tout concourt alors au détachement en gros blocs.

221En outre, les phases de gel moins intenses provoquent le détachement de matériaux plus fins, en fonction de la nature de la roche (diaclasage, hétérogénéité du matériel initial, etc.). À ce titre, la porosité de la roche facilite son imprégnation par l’eau et de façon indirecte, son éclatement par le gel. Quand cette conjonction est optimale, on peut aboutir à des abris de grande taille, alignés le long d’un banc rocheux. Ce sont les équivalents des « burracas » du Massif de Sico, au Portugal.

222Le plus célèbre exemple d’abri de ce secteur est celui de la Roque Saint Christophe, en Périgord. Faisant plus de 500 m de long, il a été retaillé et réaménagé par l’homme. Il présente cinq étages sur plus de 80 m de hauteur, face à la vallée de la Vézère, et a accueilli l’homme pendant plus de 50 000 ans. Ces aménagements principaux datent surtout du Moyen-Age [SERRA, 1993].

223Ainsi, l’alternance des cycles diurnes de gel-dégel est-elle responsable de la préparation du matériel, puis de son détachement. Ici, les conditions d’orientation et d’exposition au soleil jouent un rôle important, en favorisant le réchauffement diurne de la roche. Les contrastes au sein du cycle jour-nuit se renforcent alors, accélérant les phénomènes de détente et d’éclatement de la roche.

224A ces cycles diurnes s’ajoute une évolution annuelle ou pluriannuelle, se traduisant par un tri du matériel au sein des couches du sol de l’abri, et au sein desquelles, il est possible de reconstituer les grandes tendances climatiques qui ont provoqué leur mise en place, à condition toutefois de pouvoir faire abstraction des conditions locales. Dans l’ensemble, toutes les grandes périodes de froid du Quaternaire, notamment les plus humides, ont été propices à la mise en place des abris ou à leur réactivation.

225A contrario, les différentes phases d’amélioration climatique se traduisent par un départ ou une forte altération de ce matériel. De cette façon, la taille des blocs au sein des couches du sol des abris a permis ainsi d’obtenir des renseignements sur l’intensité et la durée des divers épisodes froids pléistocènes. Ces différents mécanismes s’appliquent bien évidemment aux entrées de conduits karstiques, notamment dans le Périgord crétacé, et aboutissent à la formation d’un porche. Ils sont responsables très souvent de l’inadaptation de ce porche d’entrée à la taille du conduit interne. Ce cas est relativement fréquent pour les conduits se situant en confluence directe avec les grandes vallées (Dordogne et Vézère, notamment).

2°) Les grèzes

226Elles représentent sans conteste l’un des traits majeurs de cette morphogenèse liée au froid.

a) caractéristiques générales et mécanismes de formation

227Appelées localement « castines », les grèzes sont des éboulis de gélifraction, très anguleux, dont la taille peut être inférieure à 2 mm (matériaux fins) pour atteindre parfois plusieurs m3, et dont les dépôts se situent au pied des versants (photo 2-11).

228Elles se forment dans une ambiance climatique périglaciaire. Ces éboulis se disposent en couches successives plus ou moins structurées. Très répandus un peu partout en Périgord-Quercy, mais surtout en Périgord, ils résultent des mêmes mécanismes responsables de la mise en place des abris sous roche :

  • rôle primordial du gel ;

  • relation très étroite avec la nature lithologique des calcaires ;

  • rôle éventuel de l’exposition des versants.

229La nature des calcaires semblent jouer un rôle prépondérant. Là aussi, la présence de niveaux marneux, tant au sein des calcaires coniaciens que kimméridgiens par exemple, s’accompagne d’importants dépôts. Globalement, les formations calcaires les plus affectées par cette cryoclastie sont le Turonien et les marnes coniaciennes d’une part, et les calcaires du Bajocien (exposition vers l’est de la cuesta bajocienne) et du Bathonien, d’autre part.

230Schématiquement, GUILLIEN [1951] distingue deux types de grèzes, en fonction de leur organisation en lits ou pas : les grèzes litées et les autres.

231En Charentes, GUILLIEN a montré que certains dépôts présentent un litage en petits bancs alternant niveaux anguleux et matériaux plus fins. Résultant de phases climatiques différentes et successives, la mise en place de ces grèzes litées proviendrait en fait de phénomènes de solifluxion sous climat neigeux. Ce litage serait donc très lié à ces épisodes neigeux, qui ne caractérisent pas forcément les épisodes les plus rigoureux, mais surtout les plus humides. En Périgord, les dépôts lités sont rares. Ils sont visibles dans la région de Montignac, et au nord-est de Périgueux, dans le secteur de La Boissière d’Ans, sur la vallée de l’Auvézère, par exemple, ainsi que dans la vallée du Céou (St Cybranet) et la vallée de la Couze.

232Ces formations ont été bien étudiées par TEXIER [1968, 1986] sur la vallée de la Couze (affluent de la Dordogne) et dans le bassin de l’Isle, ainsi que par BERTRAN et al. [1995] et OZOUF et al. [1995] par comparaison entre des sites charentais et périgourdins. Il est possible d’effectuer une comparaison avec des processus actuels, concernant notamment la dynamique de versant [FRANCOU, 1988]. Elles peuvent atteindre par endroit, plus de 25 m d’épaisseur. A titre de comparaison, elles ne font que 5 à 6 m d’épaisseur dans le secteur de Fumei [PLATEL, 1983], alors qu’elles dépassent fréquemment les 10 m d’épaisseur dans les vallées au nord de Périgueux.

233La formation des grèzes s’effectue en plusieurs temps. TEXIER [1986] distingue tout d'abord les processus d’ablation, en relation directe avec le climat par le biais de la gélifraction. Il faut faire également intervenir la nature de la roche et sa structure, ainsi que la tectonique qui peut fragiliser le calcaire en développant la fissuration et faire ressortir son diaclasage.

234Compte tenu de l’ensemble de ces paramètres, une phase de sédimentation, dite primaire, intervient. Elle correspond au détachement et à la chute des gélifracts. Leur accumulation est régie par les lois de la gravitation et des forces de frottement. Elle est soumise également au ruissellement et la solifluxion.

235L’éboulis peut recevoir également des apports extérieurs, éoliens ou issus du ruissellement le long de l’abrupt, ou provenant du transit des altérites des plateaux calcaires. On peut ajouter également localement des produits du karst. Puis intervient une phase secondaire où le matériel sédimenté subit des modifications physiques et chimiques :

  • solifluxion secondaire,

  • cryoturbation,

  • gélivation secondaire,

  • ruissellement,

  • altération

  • pédogenèse.

236La roche influe directement sur la morphologie et la taille des éboulis de part sa nature et sa structure. TEXIER [1986] a remarqué que les différentes roches du Périgord donnent des gélifracts de taille variable. Si le volume des éboulis est important, il faut y voir une « fatigue » de la roche très importante, qui n’est pas toujours en relation directe avec les phases climatiques les plus froides. Les alternances gel-dégel exploitent en quelque sorte cette fatigue, qui intervient souvent après de longues périodes d’améliorations climatiques (interglaciaires notamment). Ces périodes sont également responsables de la pédogenèse des horizons supérieurs. Ils provoquent un enrichissement en matériaux argileux des grèzes périgourdines et une décarbonatation de certains dépôts. Ils sont en relation parfois avec de véritables horizons d’accumulation des carbonates et contribuent à la formation de niveaux bréchifiés.

237La présence de matériaux fins peut alors avoir deux origines possibles, provenant d’une gélivation secondaire du dépôt, et de nombreux apports de particules fines provenant des altérites des plateaux périgourdins. On peut y ajouter la nature de la roche, les sédiments éoliens étant très rares en Périgord-Quercy.

238Au sein des dépôts périgourdins, il est possible de rencontrer parfois un certain litage des éboulis. TEXIER parle alors de dépôts à « tendance litée » pour les séparer des grèzes litées stricto sensu. Ce litage correspond à des lentilles de sédiments riches en particules fines, ou, au contraire, à des lentilles caillouteuses interstratifiées dans un sédiment à matrice fine. Parfois, l’ensemble est rythmé et l’on observe une alternance de niveaux fins et de niveaux caillouteux sur une petite échelle. Ce litage indique différents processus de formations :

  • les lentilles de matériaux fins sont à mettre en relation avec des lessivages latéraux des dépôts, indiquant des flux hydriques importants (améliorations climatiques temporaires). Elles peuvent se former en surface, avant d’être recouvertes éventuellement par des cailloutis, soit à l’intérieur de la formation ;

  • les lentilles caillouteuses sont également le résultat d’un lessivage qui entraîne les particules fines en laissant sur place les cailloutis les plus grossiers. Elles s’alignent souvent le long des plus grandes pentes, là où le lessivage est potentiellement le plus intense ;

  • quant aux alternances rythmées, elles sont le fruit d’une convergence de facteurs favorables, de nature mécanique climatique et topographique.

Tableau 1-1 : Typologie des faciès de grèzes et principaux mécanismes de formation (HOFFMANN, 1998 ; d’après les travaux de : TEXIER (1986) ; LINDSAY (1968), VAN STEIJN (1988), HETU (1991), in BERTRAN et al., (1995).

239Dans tous les cas, la mise en place de dépôts à tendance litée procède d’un approvisionnement très actif de l’éboulis.

240Les grèzes litées stricto sensu correspondent à des alternances de lits peu épais (décimétriques) sans matrice fine (lits « maigres ») et de lits enrichis en particules fines (lits « gras »). Chaque alternance correspond à un cyclothème [GUILLIEN, in TEXIER, 1986]. Leur genèse semble poser beaucoup de problèmes et diffère selon les auteurs. Schématiquement, leur origine est cryo-nivale en relation avec de champs de neige semi-permanents. Ces champs canalisent l’écoulement des cryoclastes et les protègent du gel profond. Ces cryoclastes sont ensuite triés et lités par ruissellement. La solifluxion semble jouer un rôle important, permettant la mise en place des coulées de cryoclastes et d’éléments plus fins (formation d’un lit gras).

241Puis dans un deuxième temps, un épisode de ruissellement entraîne le départ des éléments fins, laissant sur place un lit maigre. Ces grèzes litées sont souvent en rapport avec des roches à structure très fine, permettant un approvisionnement important en éléments fins, et en relation avec des cycles gel-dégel fréquents en nombre. Elles nécessitent une humidité conséquente et ne sont pas à mettre en relation avec les épisodes les plus froids et/ou les plus secs.

242BERTRAN et al. [1995] et OZOUF et al. [1995] ont affiné en quelque sorte le modèle de TEXIER [1986], L’accent est porté notamment sur les mécanismes de mise en place des différents faciès.

243Cependant, cette classification pose certains problèmes, en fonction des différents modèles prévalant à la formation des grèzes litées. Ils ont comparé les formes rencontrées sur le terrain avec des données expérimentales de cryoclastie en laboratoire [Laboratoire de Géomorphologie de Caen, LAUTRIDOU, COUTARD, OZOUF, 1995] et avec les formes cryoclastiques que l’on rencontre actuellement dans les Andes ou dans les Alpes [FRANCOU, in BERTRAN et al., 1995], Cette nouvelle classification des grèzes s’appuie sur une trentaine de sites charentais et périgourdins.

244A partir de ces différents travaux, nous avons élaboré le tableau 1-1, en essayant de synthétiser les principaux processus de formation.

245Cependant, il faut garder à l’esprit que les grèzes résultent de combinaisons de facteurs topographiques, paléoclimatiques et dynamiques. De plus, au sein d’une même coupe, plusieurs faciès peuvent s’enchaîner verticalement ou longitudinalement, formant ainsi une véritable séquence morphoclimatique. Celle-ci reste tout de même délicate à interpréter, du fait de la complexité des mécanismes invoqués.

246* Les éboulis ouverts et semi-ouverts : ce sont des dépôts grossiers à éboulis très hétérométriques et peu structurés, très fréquents en Périgord. Ce sont des dépôts gravitaires avec une stratification rudimentaire, comprenant parfois un début de granoclassement. Le mécanisme principal de mise en place est le roulement des éboulis le long du talus.

247* Les « heads » et des grèzes massives : ils sont composés respectivement d’éléments grossiers et d’éléments plus fins (sables, graviers, etc.). On parle également de structure fermée ou diamicton à support clastique (éléments grossiers dominants) pour les heads, et de structure fermée à support matriciel (éléments fins dominants) pour les grèzes massives.

248Tous ces dépôts présentent une stratification le long de la pente et sont souvent associés aux éboulis ouverts. Les mécanismes de mise en place sont surtout la solifluxion qui provoque une meilleure orientation des débris dans le sens de la pente, et les flots de débris. Les alternances gel-dégel se retrouvent dans la structure de la matrice fine sous la forme de lamelles microscopiques.

249* Les grèzes à stratifications irrégulières et les grèzes litées : les grèzes à stratifications irrégulières de type A sont des lentilles caillouteuses stratifiées dans une matrice de matériaux fins. Les stratifications irrégulières de type B correspondent à des lentilles de matériaux fins incluses dans des éboulis plus grossiers. Ces deux formations sont à mettre en relation avec des pentes assez faibles. Les grèzes litées sont formées d’une alternance régulière de lits d’éboulis de 10 à 15 cm d’épaisseur en moyenne, avec des lits « maigres » composés uniquement d’éboulis, et des lits « gras », plus riches en éléments fins.

250Les mécanismes aboutissant à la mise en place de ces formations sont ceux des coulées pierreuses ou « des nappes-coulées de solifluxion à front pierreux » [BERTRAN et al., 1995]. Dans ce schéma, se succèdent plusieurs coulées de nature différente où les couches fines sont ensevelies par des coulées pierreuses (cryoreptation). Lors des épisodes de fonte glaciaire ou neigeuse, les particules fines sont redistribuées et concentrées. Le contexte climatique est celui d’une alternance de geldégel fréquente, avec un gel hivernal peu profond. Concernant particulièrement les dépôts du Périgord, il faut faire intervenir une combinaison de phénomènes, de type flots de débris et de type solifluxion. Selon BERTRAN et al. [1995], la grande différence qui sépare les dépôts à stratification irrégulière et les grèzes litées est la pente. En effet, cette dernière influe directement sur les mécanismes de mise en place des dépôts (coulée sèche, flots de débris, solifluxion) et donc sur les formes rencontrées. Par exemple, les coulées de pierre semblent jouer un grand rôle dans les dépôts à stratifications irrégulières de type A et B. Pour le type B, des coulées boueuses viennent en plus des mécanismes déjà indiqués, sur des pentes plus douces pour faciliter l’écoulement en nappe des boues.

251Cependant, dans cette dynamique générale, il faut tenir compte des données locales qui peuvent renforcer les conditions de froid ou d’humidité et accentuer tel ou tel mécanisme. On ne peut pas alors tirer d’indications climatiques de portée générale. De plus, le passage latéral d’une formation à une autre et les combinaisons de formes sont fréquents dans les dépôts du Périgord, indiquant à la fois des variations climatiques à courte échelle de temps, favorisant certains types d’écoulements des matériaux. La principale différence avec les formations charentaises où dominent les dépôts lités, est que l’on rencontre très souvent des éboulis ouverts ou à tendance litée. Ils soulignent un système de pentes plus vigoureux, du fait de l'encaissement plus important des vallées périgourdines.

252Au sein de ces dépôts peuvent s’intercaler des petits niveaux d’argiles, ainsi que des oxydes de fer notamment, responsables de la fréquente coloration en rouge des formations périgourdines particulièrement : dépôts de la vallée du Blâme, et de la vallée du Céou, par exemple. Ces formations occupent une place importante dans la morphologie du Périgord-Quercy, et peuvent servir de base à l'installation d’un dépôt de tufs. Elles peuvent également fossiliser partiellement ces mêmes dépôts si ces derniers sont antérieurs. A ce titre, l’étude des relations entre tufs et grèzes, est primordiale en Périgord-Quercy et constitue souvent un indicateur chronologique de premier choix.

253De façon plus générale, les périodes de froid intense, alliées à une production abondante de cryoclastes, est souvent à l’origine de l’obturation des conduits karstiques. Certains conduits déconnectés sont restés bouchés jusqu’à nos jours, à l’image de la grotte de Lascaux ou des deux cavités de Cougnac près de Gourdon. Tout comme les abris sous roche, les facteurs d’exposition des versants peuvent être un facteur important. Dans le secteur de Périgueux, TEXIER [1979] remarque que les dépôts de grèzes sont fréquemment situés sur les coteaux exposés à l’est. C’est le cas notamment des très importants dépôts faiblement cimentés de la vallée du Blâme, qui conflue avec l’Auvézère, au niveau de la Forge d’Ans. C’est aussi le cas de la vallée de la Coly, dont l’orientation nord-sud, favorise une exposition à l’est, d'une partie des versants. Cependant, il semble que l’on retrouve ces dépôts au pied de chaque versant, quel que soit son orientation, minimisant l’influence de ces facteurs d’exposition.

b) chronologie des dépôts : deux grandes générations

254Compte tenu des différentes phases glaciaires, il est possible de distinguer deux grandes générations de grèzes en Périgord-Quercy. Une première génération semble assez ancienne (Riss ?) et, la plupart du temps, se présente sous la forme d’une véritable brèche cimentée par de la calcite [ASTRUC, 1994], Les éboulis obtenus lors des phases très froides du Riss ont été ensuite recimentés lors des périodes d’amélioration climatique : interstades rissiens, interglaciaire Riss/Würm. C’est le cas notamment de certaines grèzes de la vallée de l’Alzou [CAVAILLE, 1974 ; Fig. 1-28], Ces grèzes cimentées deviennent très dures et forment parfois un aplomb, après l’excavation des niveaux inférieurs non cimentés et beaucoup moins résistants. Parfois, la cimentation de ces brèches est telle que des blocs ont été utilisés comme meules pour moudre le grain. Mais ceci reste relativement exceptionnel [secteur de Gramat, ASTRUC, 1994],

Figure 1-28 : Profil en coupe simplifié d’une vallée sèche fluvio-karstique : le canyon de l’Alzou, Causse de Gramat, (inspiré de CAVAILLE. 1974).

255Néanmoins, l’essentiel des dépôts que l’on rencontre en Périgord-Quercy est vraisemblablement d’âge würmien, et présente une très faible cimentation. La rareté des paléosols et la fréquente position topographique très basse de ces formations dans les vallées militent dans le même sens. Des données archéologiques sont venues préciser cette chronologie. Très souvent, la présence d’industries paléolithiques indique que le Würm ancien est la grande époque de formations des grèzes en Périgord.

256De plus, la faiblesse générale des conditions de drainage, ne permettant pas l’évacuation de ces dépôts, semble avoir joué un grand rôle dans la conservation de ces formations. C’est pour cette même raison que l’on ne retrouve que très rarement des dépôts très anciens.

c) Intérêts morphoclimatiques des grèzes

257Elles présentent de multiples intérêts paléoclimatiques car ce sont de véritables jalons des périodes froides et/ou humides du pléistocène récent, notamment. Leur rapport avec les dépôts de travertins est direct. En effet, les grèzes peuvent servir de support à des dépôts de travertins. Cette situation est fréquemment rencontrée en Périgord-Quercy. Le tout est de savoir si ces grèzes ne représentent que de simples supports « amorphes », sans influence directe sur l’édification du travertin ou si elle participe directement à celle-ci.

258On peut émettre l’hypothèse selon laquelle la fragmentation des roches en gélifracts multiplie les contacts entre l’eau d’infiltration et la roche, favoriserait sa dissolution et faciliterait la mise en solution de carbonates de calcium. De même, le lessivage de particules très fines, inférieures à 2 mm, est responsable de l’élaboration de niveaux cimentés dans les grèzes. Il se peut qu’une partie de ce lessivage soit exportée vers les cours d’eau des vallées où se situent ces grèzes, favorisant localement les phénomènes de saturation en carbonates. Ces phénomènes pourraient être mis en rapport avec les encroûtements de paroi que l’on rencontre dans les principaux ruisseaux du secteur (Coly, Céou, Vers, par exemple). De nos jours, les encroûtements de paroi sont fréquents au contact immédiat des dépôts de grèzes, ce qui semble sous-entendre que les ruissellements qui proviennent de ces dépôts sont riches en carbonates.

B) Un réseau dense de vallées actives et sèches (fluviokarst)

259La vallée, qu’elle soit sèche ou active, est l’élément majeur de la morphologie et du karst du Périgord-Quercy. Malgré son appartenance au karst, elle découle directement de processus morphoclimatiques bien spécifiques. Son évolution résume à elle seule les grandes phases morphoclimatiques du Pléistocène et de l’Holocène.

260ENJALBERT [1951] oppose schématiquement vallée fonctionnelle et vallée sèche, et mesure à travers elles les modalités de drainage de l’Aquitaine septentrionale. Le rapport avec les formations travertineuses est direct puisque ces dépôts font souvent partie intégrante de ces vallées.

261D’emblée, on peut effectuer un constat simple : la moitié au moins des vallées actuelles présente un sous écoulement chronique, voire une absence totale d’écoulement, indépendamment de la nature des terrains géologiques traversés. Quant à celles qui sont encore fonctionnelles, leurs rivières sont souvent complètement inadaptées. C’est le cas des grandes vallées périgourdines et quercynoises. Le modelé dominant de ces vallées sèches est très nettement fluviatile, à l’image de la vallée du Tizier, dans le secteur de la Coly, ou de la Combe de la Dame, dans le bassin de l’Ouysse-Alzou.

262* L’influence du climat dans la formation des vallées sèches : les conditions de formation de ces vallées doivent être également replacées dans un contexte froid périglaciaire. La présence d’un pergélisol a pu favoriser le maintien d’écoulement faible en surface lors des périodes de réchauffement saisonnier. Mais surtout, il a pu bloquer l’infiltration en profondeur des eaux de fonte printanières, provoquant d’importants phénomènes de débâcles, plus efficaces pour sculpter le profil en long de ces vallées. De même, lors de périodes où le pergélisol était absent, on peut supposer que les stocks neigeux étaient suffisamment importants pour saturer les conduits karstiques et permettre une circulation en surface des eaux. Ce manteau neigeux a été suffisamment conséquent pour fournir les importants dépôts de grèzes déjà cités.

263De même, certains niveaux de terrasses conservés dans des vallées secondaires indiquent un fonctionnement général beaucoup plus conséquent que la période actuelle. Tout au long du Quaternaire moyen, se met en place un réseau hydrographique bien hiérarchisé, pénétrant jusqu’au plus profond des interfluves, en Périgord notamment. La présence d’un niveau imperméable en amont permet la concentration des écoulements et l’incision des roches. Ils multiplient les petits axes de drainage et l’installation de drains locaux de plus gros calibres, à la faveur de faiblesses lithologiques ou d’autres facteurs structuraux.

264* L’influence du karst et de la lithologie : dans le même temps, les différentes étapes climatiques quaternaires ont concouru à mettre en place, notamment lors des périodes d’amélioration climatique, un drainage karstique de plus en plus efficace. Ce dernier devient très vite un concurrent important dans le drainage des eaux en surface, en en assurant une partie par infiltration. La diminution des écoulements superficiels, ou leur étalement dans le temps, a provoqué une faiblesse des cours d’eau à évacuer les nombreux colluvions et autres éboulis qui ont, petit à petit, encombré ces vallées. Ce fait est d’autant plus sensible en période de froid sec et intense, peu propice aux écoulements. La disparition des phénomènes de débâcle ou leur atténuation a provoqué ou a été concomitant d’un arrêt de l’encaissement des cours d’eau et du niveau de base.

265Sur les vallées de l’Isle et de la Dordogne, le lit mineur de ces cours d’eau, est installé sur un manteau d’alluvions épais de plusieurs mètres. La situation est différente pour le bassin du Lot, où le lit mineur est directement en contact avec le substratum calcaire, marquant une incision continue tout au long du Würm. Cette dichotomie nord-sud se retrouve également au niveau de la réapparition des principales résurgences de ces deux grandes vallées (Dordogne et Lot). Le long de la vallée de la Dordogne, d’importantes émergences ressortent sous le lit de la rivière ou sous les alluvions, à l'image de la grosse source située au débouché du cingle de Montfort [CAPDEVILLE, 1987], C’est le cas également de l’importante émergence de l’ancienne station de traitement des eaux usées de la commune de Castelnaud la Chapelle qui débouche au sein des alluvions de la vallée, à plus de 300 mètres des coteaux qui l’approvisionnent. La situation est différente sur la vallée du Lot, où les eaux réapparaissent fréquemment au même niveau que la rivière [ENJALBERT, 1951].

266L’étude de certaines portions de vallées aujourd’hui complètement asséchées permet de préciser certains aspects de cette évolution climatique, à l’exemple de la vallée sèche du Traly, qui débouche dans le lobe de méandre du Cingle de Trémolat. Cette petite vallée ne se raccorde pas au niveau de terrasse le plus bas et indique que son assèchement est antérieur à la mise en place des alluvions, soit avant le Würm, dans ce cas. Son faible gabarit initial explique en grande partie cette situation, dans un secteur où les roches sont particulièrement résistantes à l’érosion et à l’incision. Son remblaiement est recouvert par une couche de débris d’origine cryoclastique très anguleux, ne portant aucune trace de roulage. Elle indique un assèchement antérieur à la mise en place de ces éboulis. Ces grèzes anguleuses proviennent des dernières phases froides würmiennes. Cet assèchement est continu depuis cette période, comme le souligne indirectement leur mise en place. En effet, si certains épisodes humides sont intervenus par la suite (période Atlantique de l’Holocène, par exemple), ils n’ont pas été suffisamment importants pour modifier ces dépôts.

267Ces modifications progressives du climat ont affecté d’abord les parties amont des vallées, de façon d'autant plus sensible que leur taille était modeste. Ces têtes de vallon sont nommées « coulino » en Périgord. Elles proviennent souvent de l’élargissement progressif ou du recoupement par l’érosion d’une ancienne doline. Ces grosses dolines ou « crozes » se forment au contact des terrains impérméables (altérites de recouvrement), en concentrant les eaux de ruissellement de ces terrains. Ces modifications climatiques ont provoqué une fossilisation partielle ou totale des têtes de vallon qui se sont très vite encombrées par des éboulis. Un sous écoulement au sein des alluvions s’instaure alors.

268Ces difficultés d’écoulement liées en partie à la stagnation du niveau de base favorise un sous écoulement au sein des alluvions et amène l’installation progressive, notamment dans les zones de carrefour de vallées secondaires, de zones marécageuses et tourbeuses. L'installation de véritables cônes d’éboulis au débouché des plus petits vallons traduit leur incapacité à évacuer ces dépôts. Ils provoquent dans un deuxième temps une gène au sein des vallées secondaires, en bloquant une partie des eaux. S’amorce alors une zone de marécage pouvant être colonisée par une végétation hygrophile. Le phénomène une fois amorcé s’auto-entretient, l’accumulation des végétaux morts rendant le drainage encore plus déficient [ENJALBERT, 1951]. Ce phénomène est amplifié par les influences climatiques holocènes dont la première partie au moins est très humide. Ainsi, les vallées tourbeuses du Périgord notamment, sont-elles très récentes (Holocène) et n’ont aucun rapport avec certaines tourbières de l’est de la France, dont la mise en place est pléistocène.

269Ces difficultés d’écoulement des eaux peuvent être renforcées par la lithologie. En Quercy, il n’est pas rare de voir des paliers formés le profil en long des petites vallées, soulignant les difficultés d’incision qu’elles ont rencontrées. Ces paliers peuvent être le point d’accumulations de tourbes très localisées, comme ils furent en un temps, des points de réception des éboulis.

270Le ruisseau de Calamane est une exception car il présente un important remblaiement tourbeux, mais demeure le seul exemple de ce type au sein des Causses de Martel et de Gramat. En effet, les remblaiements tourbeux importants affectent principalement les vallées du Périgord crétacé, en liaison avec une plus grande production d’éboulis, semble-t-il. Se pose alors le problème de l’amorce du remblaiement tourbeux. Il résulterait d’une combinaison de plusieurs facteurs, où l’encombrement par les éboulis et l’influence climatique joueraient un grand rôle. Des phénomènes d’auto-entretien que seul l’homme a essayé d’interrompre, assureraient sa pérennité dans le temps, basée essentiellement sur la dynamique de la végétation hygrophile.

271Dans le cas des tourbières alcalines, il se forme un complexe travertino-palustre, provoquant un exhaussement progressif du plan d’eau et une progression de la zone tourbeuse. Pour ENJALBERT [1951], il est possible de distinguer deux épisodes différents lors de cette mise en place. Dans un premier temps, au Tardiglaciaire, les vallées secondaires s’encombrent par apports latéraux d’éboulis en ambiance sèche. Puis, dans un deuxième temps, l’arrêt de ce colluvionnement permet une colonisation par les végétaux grâce à une plus grande humidité des climats holocènes. Ces climats assurent une humidité suffisante pour entretenir et faire croître la zone marécageuse, mais pas assez forte pour pouvoir en provoquer l’incision. Le rôle des nombreuses petites sources karstiques locales est important en assurant une constante imprégnation par l’eau, de cette zone.

272Ce fonctionnement semble particulièrement adapté au Causse Vert, et, de façon plus générale, au Périgord dans son entier. Il débouche sur des systèmes tourbeux importants. La vallée des Beunes présente dans certains secteurs plus de 15 m de remblaiement, provoquant la fossilisation d’abris sous roche occupés par l’homme lors du Würm [RIGAUD, 1982], De même, on peut estimer à plus de 10 m l’épaisseur de tourbes de la vallée du Blâme, dans sa partie aval notamment.

273* Quelques exemples de drainage fluviokarstique périgourdins et quercynois : au fur et à mesure du déroulement des phases climatiques pléistocènes, s’établit une concurrence entre drainage fluviatile et drainage karstique. Cette concurrence affecte tous les types de vallées, et favorise, dans les parties aval des cours d’eau, des bouchons travertineux. Le parcours souterrain des eaux leur permet de rester sous saturées en carbonates, et ce n’est qu’au niveau de leur point de résurgence que les saturations sont atteintes, point qui se situe très souvent dans l’extrême partie aval des vallées (Bassin de l’Ouysse-Alzou, par exemple).

2741) Cependant, la grande taille de certaines vallées ainsi que celle de leur bassin versant, leur a permis de conserver encore un écoulement superficiel. Bien souvent, la partie amont de la vallée est totalement sèche, et la partie médiane ne présente qu’un écoulement inter-mittent accidentel. La partie aval se compose alors d’une résurgence, en général de gros calibre et qui assure un écoulement permanent dans les derniers kilomètres avant la confluence, avec le drain principal. C’est le cas de la vallée de la source de la Coly, de l’Ouysse, de la source de Glane (causse de Cubjac), de l’Oeil de la Doue, à l’est du Causse de Martel (Fig. 1-29).

2752) Parfois, ces écoulements karstiques se font d’un sous bassin à un autre, tout en laissant un écoulement superficiel des eaux : c’est le cas du système perte des Soucis (vallée de Auvézère) - résurgence du Gours de Saint Vincent (vallée de l’Isle). Une partie des eaux de la première vallée s’écoule sur une très faible pente en direction de la deuxième : 3 à 4 m de dénivellation seulement pour un peu plus de 4 km de trajet [ENJALBERT, 1951]. De même, une partie des eaux du Célé s’écoule en direction du Lot, dans le secteur de confluence de ces deux vallées. Mais la très faible pente permet également une mise en charge en sens inverse, ceci en fonction du niveau de la nappe des alluvions (système de perte-émergence ou inversae du secteur de Conduché, [ASTRUC, 1994].

2763) De la même manière, une partie des eaux du Dégagnazès (petit affluent direct du Céou) part en direction de la vallée du Vert et ressort au niveau de la résurgence de la Font de Graudène. Là aussi, c’est un exemple typique d’assèchement en surface par capture karstique d’un affluent du bassin de la Dordogne au profit d’un affluent de la vallée du Lot. Elle montre une évolution différentielle de ces vallées face à la karstification et à l’assèchement climatique, peut-être aidée par la structure très faillée de ce secteur. Elle peut-être également une manifestation de la continuité de l’encaissement de la vallée du Lot au Würm face au remblaiement de la Dordogne. Cette différence pourrait alors provoquer une capture d’une partie des eaux souterraines à la limite des deux bassins. De façon plus globale, la vallée du Céou est un fluviokarst, où la part du drainage fluviatile est dominante sur celle d’origine karstique.

2774) Dans la vallée de la Thèze, une partie des eaux du bassin médian s’infiltre pour alimenter les grosses résurgences karstiques de la vallée du Lot (source bleue de Touzac-Soturac). Ce ruisseau de très faible débit (<à 100 1/s) représente l’exemple typique d’une vallée active en cours d’assèchement, en raison du drainage karstique.

Figure 1-29 : Exemple de vallée sèche à fonctionnement karstique : l’Oeil de la Doue, Causse de Martel (inspiré de CAVAILLE. 1974).

2785) A une échelle moindre, certains cours d’eau ont un fonctionnement mixte, à la fois en vallée active et en vallée sèche. C’est le cas du petit ruisseau qui draine la « plaine » de Manobre, au nord-est de Gourdon. Dans un premier temps, l’écoulement s’effectue de façon aérienne, puis empreinte une perte pendant un peu plus d’un kilomètre, pour ressortir ensuite dans l’axe de la vallée et finir sa course de façon superficielle.

2796) De même, la Couze qui prend naissance sur les buttes gréseuses permiennes du Bassin de Brive, connaît tout d'abord un trajet aérien et disparaît ensuite sous terre pendant plusieurs kilomètres où elle reçoit un affluent souterrain, le ruisseau des Jonquilles. L’ensemble du réseau souterrain fait un peu plus de 8 km. Elle réapparaît au Blagour de Chasteaux pour terminer sa course de façon aérienne, sur les marnes du Toarcien. Dans ce secteur, l’influence de la lithologie et de la structure est primordiale. L’assèchement climatique et l’arrêt de l’encaissement des cours d’eau se sont appliqués à des secteurs dont la karstification n’a pas la même efficacité. Dans le Quercy, on débouche fréquemment sur un assèchement complet des vallées dont seule une toute petite partie reste active.

2807) Dans le Causse vert, cette karstification semble moins efficace, et les pertes sont rarement totales, mais plutôt filtrantes : vallées du Vern, après le bourg de Vergt, et du Manoire au niveau de Saint Crépin, au sud-est de Périgueux [ENJALBERT, 1951]. Dans ces deux vallées notamment, pertes karstiques et secteurs de remblaiement tourbeux se succèdent, soulignant les deux évolutions conjointes qu’ont subi certaines vallées périgourdines tout au long du Pléistocène.

2818) Cependant, la plus belle expression de cette action conjointe de la structure et du climat se retrouve au niveau de la vallée de l’Alzou. Cette vallée, qui passe à Gramat, débute sur le dôme basique imperméable situé à l’est de la ville. Son écoulement est pérenne jusqu’à la petite ville. Une ancienne boucle de méandre recoupée indique l’origine fluviatile de la vallée. Cette situation avec un amont imperméable plus haut a du favoriser la constitution de stocks neigeux importants. Les crues de débâcle printanières ont permis de façonner une vallée en canyon très encaissée (environ 120 m en moyenne), qui conflue avec l’Ouysse au niveau du Moulin de Peyre. Cette vallée est très peu évoluée, ce qui semble indiquer que son tracé définitif ne s’est installé que peu de temps avant son assèchement. Ce drain est aujourd’hui presque complètement karstique et présente un écoulement de surface très saisonnier. Du fait de sa faible évolution, elle a bien conservé les témoins des différentes phases d’encaissement et des actions périglaciaires quaternaires. La figure 1-29 montre de façon simplifiée ces différentes phases.

282De plus, au niveau du secteur de l’enfouissement de la rivière, se situe une vallée sèche qui ne se raccorde pas au plancher de l’Alzou. Elle fait partie d’un ancien réseau hydrographique qui couvre toute cette partie nord du Causse de Gramat, défoncée par la karstification quaternaire (champs de dolines). ROQUES [in RENAULT et al., 1992] a montré qu’elles faisaient partie de l’ancien cours de l’Alzou provenant du secteur de la perte de Thémines et des autres petits affluents : Théminettes, Higounet, Issendolus, Hôpital, etc. Progressivement, tous ces petits affluents ont été capturés par la rivière souterraine des Vitarelles qui alimente la résurgence de Cabouy (vallée de l’Ouysse). De plus, la réactivation de paléokarsts sableux, très nombreux dans ce secteur, a facilité l’installation des Vitarelles, s’inscrivant dans la morphologie de cette rivière souterraine. Ce fluviokarst doit être replacé dans un contexte d’assèchement climatique progressif. Pour RENAULT, écoulement fluviatile et système karstique ont pu fonctionner tour à tour ou simultanément, en fonction de l’humidité du climat.

283Le raccordement des vallées sèches aux vallées principales s’effectue de façon brusque, par une rupture dans leur profil longitudinal de l’ordre d’une trentaine de mètres [ASTRUC, 1994], Comme certaines semblent se raccorder, dans les vallées principales, au niveau de terrasses du « Mindel », leur âge semble être proche de cette période (secteur de Souillac).

284Pour clore temporairement cette partie consacrée aux vallées, on peut reprendre et compléter la rapide classification des plateaux du Périgord-Quercy d’ENJALBERT, en fonction de leur modalité de drainage :

285* des plateaux karstiques sans vallée active où le drainage des eaux est entièrement souterrain. Ce sont des plateaux à dolines et poljés centraux et périphériques, qui assurent l’essentiel du drainage et de l’infiltration de l’eau, comme les Causses de Martel et de Gramat central ;

286* des plateaux à karst de bordure en relation avec un amont imperméable ou peu karstifiés (vallée allochtone). L’essentiel du transit des eaux qui dans un premier temps est superficiel, se fait de façon souterraine, les écoulements ne pouvant reprendre éventuellement que dans la partie aval de ces vallées. C’est le cas du Causse de Gramat et du Causse de Padirac-Dôme de Miers.

287* des plateaux à vallées sèches ramifiées dont le drainage est assuré par une vallée active, à laquelle peut se raccorder une vallée sèche de grande ampleur présentant un écoulement à l’extrême aval. Le drainage est principalement assumé par le karst. Ce sont les plateaux de la vallée de la Coly (vallée sèche du Tizier), de Gramat nord (vallée de la Combe de la Dame) ;

288* des plateaux entaillés par des vallées tourbeuses ou à fond marécageux en relation avec des vallées sèches à sous écoulement. Ces vallées actives présentent des difficultés d’écoulement mais assument une grande partie du drainage, en rapport cependant avec un réseau karstique assez actif (soutien des débits). Cela concerne la plupart des vallées du Causse Vert et du Périgord crétacé : les Beunes dans le Sarladais, la Chironde en amont de la Coly. Cela concerne également certaines vallées des petits causses périphériques à ceux de Martel et de Gramat : le Blâme (Causse de Cubjac), le Céou (Causse de Florimont-Gaumier), etc.

289* des plateaux de contact où la morphologie et le type de vallées répondent à la nature du contact lithologique, et sont souvent mixtes : vallée sèche puis active, à sous écoulement saisonnier, etc. Elles présentent souvent une dissymétrie très nette, due au contraste lithologique ou à la structure. C’est le cas de la Borrèze, qui conflue avec la Dordogne à Souillac notamment, avec une rive gauche très karstifiée, et dans une certaine mesure, de la vallée de la Couze de Larche.

1.3 - LES GRANDES UNITES KARSTIQUES ET LE CADRE BIOCLIMATIQUE ACTUEL

290Le cadre morphologique actuel s’appuie sur une structure géologique relativement complexe ayant reçu de multiples héritages morphoclimatiques. L’étude des vallées a montré combien les problèmes morphoclimatiques et le karst sont interconnectés, et il n’est pas toujours évident d’en discerner les processus respectifs, tant dans la genèse que dans le fonctionnement (fluviokarst). Néanmoins, plusieurs unités karstiques semblent se dessiner, que l’on peut regrouper en fait en trois grandes familles :

291* les grands karsts quercynois, et plus globalement les plateaux à l’est du secteur. Ils correspondent à des affleurements géologiques bien spécifiques (Bajocien-Bathonien). Ce sont les deux parties centrales des Causses de Martel et de Gramat, notamment ;

292* à la périphérie de ces deux grandes unités, se situent des karsts moins étendus spatialement, isolés par la structure : Causse de Padirac, Causse Périgourdin, Bassin de la Coly, etc., ou par des axes de drainage : Causse de Gréalou St Chels entre Célé et Lot, par exemple. Ce sont également des secteurs de contact entre les causses jurassiques très karstifiés et les formations crétacées. Ces petites unités de contact ont leur morphologie propre, fonction de la lithologie et des axes de drainage : c’est le cas des plateaux karstiques de la vallée du Céou, et des plateaux à l’ouest du Vers : vallées du Vert et de la Masse ;

293* les plateaux calcaires crétacés du Causse Vert : la partie médiane de la vallée de l’Isle, au nord et à l’ouest du Périgord, le bassin de la Bouriane et du Sarladais au centre, le bassin de la Lémance et la Forêt de la Bessède, au sud et à l’ouest.

294Le but de cette présentation générale est de faire ressortir les grandes caractéristiques de ces différentes unités, ainsi que leur originalité les unes par rapport aux autres. Un accent particulier est mis sur les modalités d’écoulement de l’eau, tant à l’intérieur qu’à l’extérieur du karst, et qui exercent une influence directe sur l’implantation d’un dépôt travertineux.

1.3.1 - LES PRINCIPALES UNITES KARSTIQUES ET LEURS DEPOTS DE TUFS

295Six grandes unités se dessinent, du nord au sud du Périgord-Quercy :

  • la vallée de l’Isle (limite occidentale du Causse Vert et du Causse Périgourdin) ;

  • le Causse de Martel et le Bassin de Brive ;

  • la vallée de la Vézère et le Sarladais ;

  • le plateau de la Bessède et la confluence Dordogne-Vézère ;

  • le Causse de Gramat ;

  • le Bassin de la Lémance.

Figure 1-30 : Schéma de localisation des principaux phénomènes karstiques de la moyenne vallée de l’Isle.

A) Les dépôts de la vallée de l’Isle et du Causse Périgourdin

296Cette vallée traverse plusieurs unités karstiques différentes, en fonction de la lithologie et des systèmes de drainage. Le Causse Périgourdin apparaît comme la principale d’entre-elles.

1°) Contexte particulier de cette vallée et spécificités du Causse Périgourdin

297On peut effectuer un découpage tout à fait arbitraire en séparant d'une part la vallée, d’autre part, le reste du Causse.

a) la vallée de l’Isle : des plateaux de petite taille

298* De petites unités de drainage : Cette vallée allochtone provenant des plateaux cristallins du sud limousin ne nous intéresse qu’entre Périgueux et Mussidan où elle sort de notre domaine d’étude. Sa rive gauche représente la limite occidentale du Causse Vert. Sa rive droite délimite le secteur de la Double et du Landais, série de collines et de plateaux recouverts d’une importante épaisseur de sables et très peu karstifiés en surface (Fig. 1-30). Cette vallée draine de petites unités karstiques, bien délimitées par des affluents secondaires la plupart du temps pérennes. Schématiquement, ces petits plateaux présentent une karstification typique, que FENELON [1951] a bien résumée.

299* L’importance des crozes et des vallées sèches : les vallées sèches y sont très présentes comme dans l’ensemble du Périgord. Elles se raccordent très souvent au niveau de base local, délimité par le drain secondaire. Ces vallées sèches ou combes dérivent d’un alignement de « crozes », c’est-à-dire de dolines d’effondrement ou de soutirage. Elles sont particulièrement nombreuses dans le secteur au sud de Périgueux (Forêt Barade) et le long de la vallée du Vergt. Leur influence dans la formation des combes peut encore se voir dans certaines têtes de vallon aujourd’hui fossiles, et qui sont composées d’une croze aux rebords élargis et aux pentes souvent adoucies par les grèzes ou le colluvionnement.

300La formation des crozes tient plus, en effet, à l’effondrement des dalles calcaires par le soutirage karstique que par un élargissement par dissolution. L’empâtement des formes dû à l’importance des terrains de recouvrement peut expliquer en partie que ces crozes n’atteignent pas de dimensions spectaculaires, guère plus de 50 m de diamètre dans ce secteur. A titre de comparaison, elle dépasse très souvent plus de 300 m dans le secteur de Salignac-Carlux [Causse Vert ; HOFFMANN, 1992].

Figure 1-31 : Coupe schématique du secteur de la source du Toulon, près de Périgueux, (d’après le rapport BURGEAP, modifié par PLATEL et al., 1989).

301* Un faible potentiel hydraulique : le potentiel hydraulique de ces plateaux est très faible, inférieur à 80 m le plus souvent. Pour les sources de Sourzac et de la Grotte Devigne, ce potentiel atteint respectivement 60 et 70 m. La richesse en insolubles des calcaires sénoniens, l’importance de l’altération et le compartimentage du drainage, expliquent la faiblesse des formes karstiques de ce secteur, même si la karstification est souvent très intense. Elle est soulignée par la minéralisation des eaux. Mais cette karstification n’a pas abouti à la formation de conduits de grande taille. Pour les mêmes raisons, ce compartimentage a multiplié les sources et les axes de drainage. De plus, les phénomènes de capture sont impossibles du fait de la répétition des niveaux imperméables et du faible potentiel karstique. Cette absence de concentration des eaux a joué un grand rôle dans l’absence de formes karstiques de grande taille.

302* Le rôle des karsts sous couverture : en résumé, on peut dire que chaque colline, chaque plateau se comporte un peu comme un impluvium de faible dimension plus ou moins perméable. L’importance des niveaux sableux dans ce secteur joue le rôle de compresse humide et acide, et l’on connaît bien aujourd’hui le rôle des couvertures dans la karstification (JAILLET, 2000). Ce rôle est renforcé par un couvert boisé important, composé d’espèces silicicoles comme dans la Forêt Barade, au sud de Périgueux notamment, avec de nombreux reboisements récents en pins. Ce rôle d’impluvium est renforcé par ces dolines qui servent de collecteurs. L’infiltration des eaux en profondeur s’effectue relativement rapidement par de petits avens, la plupart du temps colmatés par des argiles et du sable. Elles rejoignent des aquifères de petites dimensions en règle générale. La flexure qui délimite le contact entre formations tertiaires et terrains mésozoïques semblent jouer un grand rôle dans la constitution de niveaux aquifères plus importants, à l’origine de sources de gros débits [PLATEL et ai, 1989]. L’émergence des Moulinauds fait partie de ce type de source. Cependant, la plupart des sources sont de taille modeste et soulignent des conditions d’alimentation locales et peu profondes. L’importance du remplissage des conduits karstiques permet un soutien des débits pour les plus petites unités de drainage (par effet tampon), fonctionnelles quasiment toute l’année.

303* Des phénomènes karstiques de petite taille : aucune cavité ne dépasse 1000 m dans ce secteur. Seule la grotte Devigne avec près de 890 m topographiés semble faire exception. Cette cavité, creusée dans les calcaires compacts du Maastrichtien, est composée d’un réseau actif pénétrable et d’un réseau fossile très concrétionné. Quant à la cavité d’où provient la source de Sourzac, elle est explorable sur 120 m environ avant de buter sur un réseau de fissures rapidement impénétrables (Bulletin SCP-CDS 24-Dordogne).

304Sinon, l’existence de grosses émergences (> 100 l/s), reflète des conditions locales particulières : ce sont les émergences vauclusiennes des Moulinauds, de Sainte Marie de Chignac sur le Manoire (Forêt Barade), et du Toulon (Fig. 1.31). L’autre trait fondamental est représenté par l’importance des vallées sèches, relativement courtes, notamment le long de la Crempse et du Vem.

305Pour ce dernier, rappelons qu’une série de pertes filtrantes soustrait une part du débit du cours d’eau, part qui reste difficile à estimer en l’absence d’un suivi annuel. Ce système de pertes-résurgences partielles s’étend sur une distance d’environ 4500 m de longueur.

b) Le Causse périgourdin ou de Cubjac : une faible extension spatiale mais une karstification importante

306Ce petit Causse, très bien délimité géologiquement, repose sur la série des terrains jurassiques. Il butte à l’est sur les vieux aplanissements cristallins du Nontronnais, par des failles bordières appartenant au grand système de fractures situé au contact du Massif Central. Au nord, les terrains calcaires jurassiques forment une écharpe de plus en plus étroite du sud au nord de la zone : elle ne dépasse pas 4 km de largeur, au niveau du secteur de la grotte de Villars, première cavité du Périgord, dont le développement dépasse 10 km. A l’ouest, le contact entre terrains crétacés et jurassiques s’effectue la plupart du temps par faille, ou par simple discordance stratigraphique. Enfin, au sud, la grande faille de Thenon-Condat-Meyssac, délimite le contact entre la formation crétacée à l’ouest, et les terrains jurassiques à l’est.

307* Des phénomènes karstiques de premier ordre : ce secteur ne dépasse pas donc 300 km2 en surface. Les séries calcaires jurassiques, peu épaisses, présentent néanmoins une karstification importante, notamment plusieurs cavités ou circulations souterraines d’ordre kilométrique (CDS 24, LEYGONIE, comm. orale) :

  • le système perte de Cubjac/Auvézère)-Gours de Saint Vincent (Isle) : 4000 m ;

  • le ruisseau souterrain du Sarconnat/perte des Charreaux : 5740 m ;

  • le Trou du Petit Homme : 3500 m ;

  • le ruisseau de la Millette : 2700 m ;

  • le ruisseau souterrain de la Reille : 2260 m ;

  • 5 cavités de développement supérieur à 1000 m.

308Ces cavités abritent en général de puissantes circulations souterraines donnant naissance à de puissantes émergences, à l’image de la source de Glane, explorée sur plus de 4400 m. Son débit peut dépasser les 1000 1/s. L’ensemble de ces phénomènes karstiques se concentre surtout dans la partie orientale du causse, à l’est de Saint Orse, en relation avec la présence de bancs calcaires oolithiques très purs du Bajocien. Ce secteur est de très loin la première région karstique du Périgord, du point de vue des cavités pénétrables. Elle se poursuit au nord avec le secteur de la Cole, qui sert de transition avec les plateaux charentais.

Figure 1-32 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée de l’Auvézère et du Blâme (Causse de Cubjac, HOFFMANN, 1998).

309La grande fissuration des roches a favorisé la formation de nombreux éboulis de grèzes qui empâtent les versants des nombreuses vallées sèches de taille modeste.

310De très nombreux avens taraudent la surface des petits plateaux qui composent ce causse. Les deux grands axes de drainage de ce secteur, l’Isle (partie amont) et l’Auvézère, amplifient l’infiltration verticale des eaux qui constituent de véritables nappes vers 100 à 150 m sous la surface [LE POCHAT et al., 1979]. Le potentiel hydraulique est très variable, du fait de la multiplication des niveaux de base locaux, de l’ordre de 120 à 150 m en moyenne.

311* Un drainage essentiellement karstique : l’essentiel du drainage est très souvent entièrement karstique, surtout dans la partie orientale du Causse. Seul le ruisseau du Blâme fait figure d’exception (Fig. 1-32). Son secteur amont est constitué de vallées sèches qui assurent la concentration des eaux. Ces dernières donnent naissance à trois émergences principales, dont la Fontaine de Bontemps. Les eaux très chargées en carbonates de calcium favorisent la formation d’un puissant barrage de travertins, au point de confluence des eaux avec l’Auvézère, au niveau du petit village de la Forge d’Ans (épaisseur du barrage : supérieur à 10 m). Ce barrage a provoqué un remblaiement amont composé de tourbes dont l’épaisseur doit être au minimum de 10 m. La Soue, le seul affluent du Blâme, possède un cours plus long que le Blâme, mais un débit beaucoup plus faible. Son assèchement est fréquent en période estivale.

312* De puissants dépots de grèzes : enfin, de puissants dépôts de grèzes très rougeâtres (heads et éboulis ouverts, semble-t’il) recouvrent les versants, en rive gauche notamment. Le contraste est saisissant entre la verdure des formations marécageuses (dans les secteurs où elles subsistent encore !) et « l’aridité » des calcaires cristallins et sublithographiques du Bathonien qui arment les plateaux. Cette partie occidentale du Causse de Cubjac contraste d’ailleurs avec la partie orientale du causse (Bajocien), par sa pauvreté en dolines de grande taille. Il semble qu’à ce titre les formations bajociennes se prêtent plus à la dissolution et à la multiplication des dolines. La faiblesse des terrains de recouvrement (argilo-sableux) augmente encore cette « aridité », n’offrant pas la possibilité de sols épais.

2°) Les dépôts de ces secteurs

313Ce secteur abrite deux formations importantes pour notre étude, celles de Sourzac et de la vallée du Blâme (dépôt de la Forge d’Ans), notamment.

a) Le dépôt de Sourzac

314Ce dépôt est de type source (Fig. 1-33). Les eaux qui précipitent très rapidement dès leur résurgence, ont édifié deux dépôts, un de petite taille, actuel, et l’autre de forme grossièrement circulaire ou oblongue, plus ancien. Son grand axe mesure 75 m de longueur, pour une hauteur estimée de 12 m. Il se situe en confluence directe avec la vallée de 1’Isle, dont il détourne le cours, et présente une structure relativement originale. En effet, l’enchaînement des faciès n’est pas verticale mais longitudinale. Une partie de ce dépôt a été exploitée pour construire l’église qui repose sur cette formation, ce qui explique en partie le rajeunissement de certaines coupes. Ce dépôt a fait l’objet d’une étude minutieuse, ainsi que de plusieurs datations isotopiques. Son rapport avec d’autres formations (grèzes, colluvions) renforce son intérêt.

b) Le dépôt de la Grotte de la Devigne (vallée de la Crempse)

315Ce dépôt, de taille plus modeste, se situe dans la vallée de la Crempse, sur un petit affluent (Fig. 1-34). Il se présente sous la forme d’une plaque de 40 m de longueur. Tout comme Sourzac, ce dépôt se forme immédiatement au débouché de l’exutoire karstique.

316Sa structure est classique pour un dépôt de type source et sera abordée lors de l’étude d’autres dépôts de ce type. Malheureusement, nous ne savons pas si ce dépôt repose directement sur le substratum calcaire ou sur des formations de versant très fréquentes dans ce secteur : grèzes, colluvions, par exemple. L’autre intérêt de ce système est d’offrir également de petits dépôts en plaques situés à l’intérieur de la galerie.

c) Les formations de la vallée du Blâme (La Forge d’Ans)

317Ces formations se présentent sous la forme d’un dépôt de travertins de type vallée, composé de 3 séquences. Elles s’étalent sur près de 200 m de longueur, pour une hauteur totale estimée de 13 à 14 m (Fig. 1-35). Ce dépôt abrite également des formations actuelles importantes, en relation avec l’importante minéralisation des eaux du Blâme.

B) Les formations du Causse de Martel : un secteur de première importance

318Ce Causse abrite plusieurs dépôts de grande importance, dont notamment le dépôt de Saint Cemin de Larche et les formations de la Coly.

1°) Caractéristiques générales de ce Causse

319* Une structure en « château d’eau » : ce plateau se situe entre la Vézère au nord et la Dordogne au sud. Il est délimité au nord par le bassin d’effondrement de la Coly et les buttes du bassin permotriasique de Brive. A l’est, il est nettement délimité par la grande cuesta bordière du Bajocien. A l’ouest, il débute par une flexure qui, en accélérant les pendages, fait réapparaître les terrains jurassiques, au contact des formations crétacées. Enfin, il est délimité au sud par la vallée de la Dordogne.

Figure 1-33 : Les travertins de Sourzac, (bassin de l’Isle).

Figure 1-34 : Les tufs du ruissseau souterrain de Devigne, (bassin de l’Isle).

Figure 1-35 : Les travertins de la Forge d’Ans, vallée du Blâme, (bassin de l’Auvézère).

320La surface de ce causse est de l’ordre de 480 km2 [RENAULT et al., 1992]. Ce chiffre approximatif, correspond à la zone centrale du Causse, à laquelle il faut adjoindre l’ensemble du bassin versant de la Coly et de celui de la Borrèze (rive gauche uniquement), mesurant alors approximativement 560 km2. Ce problème illustre bien la difficulté d’isoler les différentes unités de drainage qui composent ce plateau.

321En effet, il présente une structure assimilable à un grand château d’eau [RENAULT et al., 1992], Composé d’un grand secteur d’infiltration ou « zone d’absorption centrale », ce dernier ne comporte aucune axe de drainage, en surface, actif ou fossile de grande ampleur et aucune émergence. L’eau est complètement absorbée et part en direction des nappes, et notamment de l’aquifère principal du Jurassique qui regroupe toutes les nappes des diverses roches qui constituent cette période. Ces nappes alimentent une série d’émergences disposées à la périphérie du Causse de Martel et dont certaines ont été explorées sur plusieurs kilomètres : Coly, Briance.

322De plus, la structure tabulaire du Causse (faible pendage), sa faible fracturation d’ensemble et des pendages en direction de l’ouest, favorisent un drainage plus efficace à l’ouest (Couze, Coly, St Cernin, Cacrey, Blagour de Souillac) qu’à l’est (Oeil de la Doue). Cependant, il n’est pas facile d’évaluer quelle est la part respective que joue chaque grande unité dans le schéma général de drainage du Causse. En outre, il est impossible pour l’instant de découper avec précision la zone d’absorption centrale en différents secteurs.

323Néanmoins, il est possible de proposer un découpage en 3 grandes unités de drainage, du nord au sud (Fig. 1-36). Elles associent le plus souvent un drain karstique majeur et un drain fluviatile.

324* Le fluviokarst de la Couze de Larche : Au nord et à l’est, le plateau est drainé par la Couze de Larche (bassin de la Vézère) et les émergences karstiques de Saint Cernin de Larche. Ce ruisseau, qui prend naissance sur les grès du Lias et du Trias qui bordent le causse, présente un fonctionnement mixte, de type fluvio-karstique. En effet, une partie de son cours est souterrain : système perte de la Couze - résurgence du Blagour de Chasteauxruisseau souterrain des Jonquilles : développement total : supérieur à 8000 m. Elle draine une bonne partie de la zone d’infiltration qui s’étend autour de Nespouls, l’autre partie de cette zone étant drainée par le bassin amont de la Sourdoire-Tourmente (bassin de la Dordogne). On retrouve ici une dichotomie est-ouest très nette entre les deux bassins versants. En effet, le bassin ouest, celui de la Couze, s’avance profondément dans le plateau, alors que le bassin oriental, celui de l’amont de la Tourmente est beaucoup plus restreint.

325Dans ce secteur, plusieurs sources de gros débits assurent également une partie non négligeable du drainage. Dans le secteur du Blagour de Chasteaux, la source du Soulier de Chasteaux draine un petit secteur de contact avec les buttes du Bassin de Brive. Mais surtout, au niveau de Saint Cernin de Larche, les sources de Laroche et du Soulier (de Saint Cernin) drainent le secteur qui entre en contact avec la Doux de Coly (bassin de la Vézère). Au total, la surface de l’ensemble de cette première unité est estimée à 70 km2.

326Cette unité se compose donc d’une zone amont d’infiltration complètement taraudée par les dolines, secteur qui s’étend entre Jugeals-Nazareth/Nespouls/Chartrier-Ferrières. Ces dolines sont de grande ampleur, surtout dans le secteur des calcaires bajociens, et remplies d’altérites riches en hydroxydes de fer. On se trouve au cœur de la zone où se situe cette nappe d’argiles riches en éléments ferreux. Les formes d’infiltration verticales sont prédominantes sur les grottes, sans toutefois atteindre de grandes profondeurs. Seuls les deux « abîmes » de La Fage dépassent 50 m de profondeur (-52 m, CDS 24). Ces deux gouffres sont des héritages paléokarstiques tertiaires, colmatés lors du Pléistocène. A ce titre, ils ont subi une évolution similaire à celle de la grotte de Pech Merle. Ils ne doivent pas être confondus avec les gouffres d’effondrement plus récents de certaines zones, notamment la plupart des petits avens des Causses du Martel et de Gramat [RENAULT et al., 1992]. Néanmoins, le potentiel hydraulique ne peut excéder au maximum la valeur de 250 m, ce qui limite toutefois le développement de formes verticales de grande ampleur.

Figure 1-36 : Les princiupaux phénomènes karstiques du causse de Martel

Figure 1-37 : Les principaux phénomènes karstiques du bassin d’effondrement de la Coly, (Causse de Martel ; HOFFMANN, 1998).

327Cette première unité abrite les travertins les plus importants de tout le Périgord-Quercy, à savoir les dépôts de Saint Cernin de Larche. Ce double système de sources a déposé et dépose encore d’importantes quantités de carbonates, en formant un dépôt de taille kilométrique. Au niveau de la résurgence de la Couze (Blagour de Chasteaux) se situe un autre dépôt fossile de type source, de taille plus modeste.

328* Le bassin d’effondrement du Coly : compartimentés dans un petit bassin d’effondrement, le ruisseau et la résurgence vauclusienne du Coly drainent toute la partie nord-ouest et une partie de la zone d’absorption centrale du Causse de Martel, soit une surface d’environ 70 à 90 km2 [GUICHARD et al., 1983], Cette surface correspond à la zone drainée par la source de la Coly. Concernant la surface du Coly établie au sein du Causse de Martel (donc partie jurassique uniquement), elle atteint 109 km2, la surface totale du bassin versant pouvant être estimée à 167 km2 [COULAUD, 1994].

329La zone drainée par la source est composée d’un premier secteur d’infiltration formé par de grandes dépressions karstiques, les « poljés » de Nadaillac, dont le fond est tapissé par des altérites riches en fer. Le deuxième secteur est dominé par de grandes vallées sèches ainsi que par l’importante résurgence vauclusienne de la Doux de Coly (Fig. 1-37), explorée en plongée sur 4055 m [ISLER et MAGNIN, 1985 ; jusqu’à 4055 m par BRASEY, 1992], Ces explorations nous procurent de précieux renseignements sur la morphogenèse d’un tel conduit, que l’on peut résumer en trois étapes.

330Dans un premier temps, cette galerie s’est façonnée en régime noyé, grâce auquel elle a acquis sa forme rectangulaire. Ce façonnement s’est développé sur un joint de strates. Puis, dans un deuxième temps, cette cavité a évolué en écoulement libre, notamment la zone d’entrée : présence d’un chenal d’écoulement libre, de marmites de géant, de petites stalactites à l’entrée du puits. Enfin, dans une dernière phase actuelle, la cavité a retrouvé un niveau noyé avec la mise en place de dépôts sableux.

331Cette source a fait l’objet de nombreuses colorations pour pouvoir déterminer le plus correctement possible son bassin d’alimentation. Il demeure cependant quelques incertitudes dans la zone d’absorption centrale, dont elle draine la plus grande partie nord. Le plus long trajet souterrain obtenu indique une distance de près de 13,6 km [GUICHARD et al., 1983 ; GUICHARD, comm. écrite], ce qui est considérable, compte tenu de l’importante fracturation de ce secteur. Il semble qu’en outre, elle est opérée un certain nombre de captures successives, notamment dans la zone d’infiltration. Sur son trajet, quelques avens permettent un regard sur cette circulation profonde, tel l’Eydze du Raysse (-60 m). Un trop plein de crue du Coly, l’Event de la Bouygue, dépasse 1360 m de développement.

332L’autre aspect fondamental de ce secteur est le réseau important de vallées sèches, organisé autour de la vallée sèche du Tizier dont la longueur dépasse 17 km. L’intense fracturation guide l’infiltration des eaux, aidée par de nombreuses dolines alignées le long des failles, ainsi que certaines pertes.

333Les eaux de la Doux de Coly convergent vers la Chironde qui provient du plateau calcaire crétacé de Salignae, plus au sud (Causse Vert). Elles forment alors le ruisseau du Coly dont le fond est remblayé par un important dépôt de tourbes, qui, à notre connaissance n’a pas été encore étudié. Tout au long de son parcours, ce ruisseau reçoit des sources affluentes qui forment au point de rencontre des eaux des dépôts de tufs, à l’image de la Fontaine de Bouch. Enfin, au niveau de Condat, la Coly conflue avec la Vézère au sein d’un important dépôt de travertins abritant trois générations de dépôt, y compris la génération actuelle.

334* Le sud du Causse de Martel : un drainage essentiellement karstique : le troisième secteur de ce Causse englobe sa partie sud. Schématiquement, il se situe entre Cressensac et Martel, formant le coeur du Causse. Cette puissante zone d’infiltration disperse des eaux dans trois directions différentes, vers l’est en direction de la Tourmente, au sud en direction des grosses émergences de la vallée de la Dordogne, vers l’ouest en direction du bassin de la Borrèze. La ligne de partage des eaux est impossible à tracer. L’ensemble de ces trois unités forme une surface de près de 380 km2

3351) Le bassin de la Tourmente concentre une partie des eaux dans le secteur est du Causse. Schématiquement, cette zone correspond à une partie plus basse du causse, vers 320 m d’altitude. Le potentiel hydraulique est d’environ 200 m. L’essentiel des formes karstiques est représenté par le système de l’Oeil de la Doue (Fig. 1-29), grosse émergence dont le débit moyen est supérieur à 100 1/s [MUET, 1985]. Cette émergence a été explorée en plongée sur près de 1000 m. Son schéma de fonctionnement est relativement simple et illustre les différentes phases de karstification quaternaires. En effet, au fur et à mesure de l’encaissement du réseau hydrographique, la majeure partie des grands drains karstiques se sont encaissés à leur tour, provoquant un assèchement des vallées en surface. Ici, cet exutoire a butté sur les formations imperméables du Lias, pour ressortir au niveau de creusement « würmien » de la vallée de la Doue. À l’exception de ce système, ce secteur souligne bien cette dichotomie est-ouest, par son manque de formes karstiques de grande ampleur.

3362) Plus au sud, entre le bourg de Martel et la vallée de la Dordogne se situe une zone dont le drainage est entièrement karstique. Il abrite le gouffre le plus profond du Causse, l’Aven Del Pech avec - 110 m, qui fonctionne en perte actuellement [ASTRUC et al., 1995], Ce secteur est celui des grandes dépressions karstiques tapissées par différentes formations de couverture : altérites riches en fer, formation alluviale de St Denis-Catus. Le drainage s’effectue par le biais de plusieurs émergences de gros calibre, comme la Fontaine de Briance, la source du Moulin de Cacrey, dont la relation avec la perte de Cuzance prouve une circulation de près de 6500 m. La Fontaine de Briance représente le point d’orgue de ce secteur et a été explorée sur près de 5000 m. La source des Courtils possède un travertin complet, présentant plusieurs étapes de formation, sur une longueur totale de 100 m. Ce dépôt possède une structure proche de celui de Souillac. Cette source continue actuellement de déposer des carbonates, mais de façon très modeste (pollution ?).

3373) Enfin, à l’ouest, au contact de la grande dépression de la Bouriane et du Sarladais, le bassin de la Borrèze représente la terminaison occidentale du Causse de Martel. Ce secteur présente une karstification complète, notamment d’importantes vallées sèches, et possède le système karstique le plus important de toute cette partie sud, le Blagour-Boulet. Ce système est composé d’une émergence de gros calibre, le Blagour de Souillac, et d’une cavité fonctionnant en trop plein, explorée sur plus de 1800 m, le système du Boulet. La relation avec la perte de Gignac indique une circulation souterraine des eaux avec le Blagour de près de 9 km. Cette émergence représente le principal apport en eau de la vallée de la Borrèze. Ce système possède un fonctionnement hydrologique bien particulier [MUET, FABRE et MARCHET, 1986].

338[FABRE, 1983 ; MUET, 1985 ; MARCHET, 1991] ont pu mettre en évidence les différents facteurs influençant la minéralisation relativement élevée des eaux du Causse de Martel. Si l’acquisition de la minéralisation se fait bien au sein de la nappe, divers types d’infiltration en modifient les principales composantes. Certaines dolines, en relation avec des avens profonds permettent une arrivée d’eau de pluie très rapide, provoquant des phénomènes de dilution. Au contraire, certaines zones présentent un important remblaiement des conduits par l’argile (formations de couverture et argiles de décalcification). Ce colmatage provoque une infiltration différée des eaux, ainsi qu’une modification de la minéralisation, par échange ionique entre l’eau et les argiles.

339Dans ce secteur, une autre émergence joue un rôle plus local, au niveau de la vallée de la Borrèze proprement dite. L’émergence de la Draille ou Fontaine de Bezet, draine tout le secteur s’étendant au sud des poljés de Nadaillac et du bassin amont de la Borrèze. Enfin, des agrandissements de photographies aériennes indiquent la présence d’un bouchon travertineux, au niveau de la ville de Souillac. Bien que ce dernier n’affleure pas en surface, on constate cependant une surélévation de plusieurs mètres de la vallée au-dessus des colluvions (Fig. 1-42).

340Ce secteur présente une karstification importante, mais développe peu de grandes formes [HOFFMANN, 1992], En effet, on s’écarte sensiblement des horizons carbonatés les plus purs, au profit de formations plus riches en argiles : calcaires calloviens et oxfordiens. Vers l'est, au contact des formations bathoniennes, des dolines de plus en plus grandes apparaissent dans le secteur de l’Inval, petit affluent de rive droite de la Borrèze. Ce secteur sert de zone de transition avec la zone d’absorption centrale du Causse. La Borrèze conflue avec la Dordogne au niveau de la petite agglomération de Souillac. Son bassin versant est de taille relativement modeste, aux alentours de 158 km2 [HOFFMANN, 19931.

341Il présente une opposition très nette de versants, tant au niveau de son drainage que de sa karstification. Sa rive gauche, très karstifiée, correspond à la limite occidentale du Causse. Elle est le foyer de nombreux exutoires karstiques actifs et fossiles. Sa rive droite correspond à la limite orientale du Causse Vert, avec de très nombreuses vallées sèches, et des émergences et des cavités de faible gabarit.

342A la périphérie de la ville de Souillac, se situe un dépôt de travertin ancien. Cette formation intéressante a fait l’objet d’une étude poussée sur les différents faciès qui rythment ce dépôt ainsi que d’une datation isotopique.

2°) Présentation des différentes formations

343On compte cinq formations principales, auxquelles il faut rajouter les très nombreux petits dépôts que Ton rencontre au niveau des sources.

a) Les dépôts de Saint Cernin de Larche

344La figure 1-38 donne une image schématique de l’ampleur de ce dépôt dont les dimensions en font le premier du Périgord-Quercy.

345Il s’agit d’un double système de dépôts étagés, élaboré par deux sources. Le plus important, celui de Laroche provient de la source de Ladou de Saint Cernin. Ce dépôt, étagé sur plus de 60 m, présente trois niveaux remblayant en partie le fond de la reculée qui abrite la source et provoquant même un barrage au niveau de la vallée de la Couze, à plus de 1500 m de distance de la source (Fig. 1-39). Ses dimensions sont importantes : H : 65 m, L : 1500 m, 1 : de 200 à 750 m, au niveau du barrage de la Couze. Ces différents niveaux participent de deux à trois générations de dépôts : le premier niveau, le plus ancien, représente la première génération et a été incisé ensuite par la source, lors d’une phase d’encaissement. Dans un deuxième temps, les niveaux 2 et 3 se sont mis en place, provoquant alors le barrage du ruisseau de la Couze.

346L’ensemble des nombreuses coupes étudiées montre des milieux de dépôts très différents. En outre, sa grande taille permet à la fois d’observer des formations qui sont plus en relation avec un système de dépôt de source, ceci notamment dans la première partie du dépôt. Dans la deuxième partie, des faciès palustres et lacustres sont typiques d’un système de type vallée. En d’autres termes, les eaux ont fonctionné à la fois en système source et en eaux de surface, de façon simultanée. Ce genre de système est unique en Périgord-Quercy, car elle nécessite un dépôt de très grande taille, rencontré uniquement sur ce site.

347Le deuxième dépôt, celui de la source du Soulier, présente deux niveaux étagés sur une hauteur de plus de 40 m et correspondent aux niveaux 2 et 3 de Laroche. Ils appartiennent donc à la deuxième génération de dépôt. Ses dimensions sont respectables (H : 40 m, L : 400 m, 1 : 500 m).

b) Le dépôt du Blagour de Chasteaux

348Situé à 80 m de la résurgence du Blagour de Chasteaux, ce petit dépôt de type source est aujourd’hui complètement fossile. Vraisemblablement très ancien (Pléistocène ?), il présente un début de démantèlement. Il conserve néanmoins d’anciennes structures ressemblant à d’anciens fronts de chute d’eau, où la zonation des végétaux incrustants (mousses et macro-algues) est encore décelable.

Figure 1-38 : Croquis schématique du double système travertineux de Saint Cernin de Larche (bassin de la Vézère).

Figure 1-39 : Etagement du dépôt de Laroche, Saint Cernin de Larche (bassin de la Vézère).

349Ce tuf repose directement sur un niveau de pierrailles et de grèzes, perché à 1,50 m au-dessus de l’actuelle vallée de la Couze (fig. 1-40). Ce dépôt aux dimensions modestes (H : 10 m, L : 30 m, I : 80 m) atteste du fonctionnement d’une ancienne source de petite taille aujourd’hui disparue.

350Nous n’avons pas retrouvé de conduits fossiles au dessus du dépôt et l’eau devait vraisemblablement sortir par des fissures élargies, comme s’est souvent le cas pour des petits hydrosystèmes situés dans des roches dures. Cette fissure se situe peut-être au contact d'un niveau plus imperméable dans les dolomies du Bajocien basal.

c) Les formations de la vallée du Coly (Condat sur Vézère)

351En relation avec la Doux de Coly, le ruisseau du Coly-Chironde a édifié un important système travertineux complexe, où plusieurs générations de dépôts s’emboîtent.

352Ce dépôt possède une extension spatiale assez importante, difficile à déterminer de façon précise, puisque d’autres hydrosystèmes, comme la Fontaine de Bouch, ont édifié également des dépôts venant modifier sa structure dans les secteurs de confluence. Nous pensons que son extension la plus grande pourrait alors s’étendre depuis cette fontaine jusqu’à la confluence du cours d’eau avec la Vézère, soit une distance approximative de 3 à 5 km.

353Cependant, sur la figure 1-37, nous n’avons représenté que les secteurs où les dépôts sont identifiés de façon sûre.

d) Le dépôt de Souillac

354Ce dépôt ancien pose un certain nombre de problèmes quant à son origine, car il est aujourd’hui complètement déconnecté de l’organisme qui l’a mis en place (fig. 1-42). En effet, à la différence de tous les autres dépôts, il est le seul à ne pas se situer soit au pied d’une falaise calcaire, soit dans l’axe d’un cours d’eau ou d’une source. Concernant ce problème de l’origine du dépôt, trois hypothèses peuvent être avancées :

  • il peut s’agir d’une source aujourd'hui disparue. Le problème est qu’il est impossible de localiser l’éventuel orifice fossile du fait de l’importante urbanisation du secteur et des travaux de nivellement de la gare SNCF. Il existe bien de petites sources qui se situent à plus de 300 m du dépôt, mais il est impossible pour l’instant de confirmer ce lien ;

  • il existe dans l’axe du dépôt, mais à plus de 400 m de distance une petite vallée sèche qui se raccorde au même niveau d’érosion que celui qui supporte le dépôt, une terrasse d’âge« rissien ». Cette vallée a cessé de fonctionner depuis longtemps, et là encore, il est impossible de faire un lien direct avec ce travertin, lien bien peu probable d’ailleurs ;

  • enfin, la troisième hypothèse se situe au niveau du ruisseau de la Borrèze elle-même. Le cours de ce ruisseau débouche dans la vallée de la Dordogne à 800 m du dépôt mais recircule dans son axe avant sa confluence (Fig. 1-43). I1 se peut alors que ce dépôt soit un témoin perché de son ancien cours. Cette hypothèse nous paraît la plus vraisemblable pour expliquer notamment les différents faciès très particuliers que présentent ce dépôt et qui soulignent un contexte fort différent de celui que l’on constate sur les dépôt de type source, de cette époque, dans l’ensemble du Périgord-Quercy. De plus, des correspondances altitudinales entre l’aplanissement des calcaires brèchiques bathoniens et un terrassement situé au débouché de la vallée, témoignant d’un ancien lit de la Borrèze, semblent militer dans le même sens. Enfin, le fait que la Borrèze possède un bouchon travertineux plus récent renforce cette hypothèse.

355La route qui a coupé en deux le dépôt, a livré une coupe de 1,20 m de hauteur, exploitable sur 50 m de longueur environ. Malheureusement, il est impossible de connaître son épaisseur avec précision et nous devrons nous contenter d’estimations très approximatives (entre 5 à 10 m). Les dimensions totales de ce dépôt le classent parmi les dépôts de taille moyenne (H : 10 m ( ?), L : 100 m, 1 : 300 m).

e) Le dépôt de la source des Courtils

356Ce dépôt situé en confluence directe avec la Dordogne constitue le remplissage d’un tout petit vallon d’une centaine de mètres de longueur. Il est issu d’une source qui émerge au contact des marnes toarciennes et des calcaires bajociens. Son gabarit le classe dans les formations de taille moyenne, pour un dépôt de type source (H : 18 m, L : 100 m, 1 : 80 m).

357Il n’est pas possible de dire pour l’instant si ce dépôt qui semble ancien repose sur des grèzes ou non. Présentant une grande variété de faciès, il mériterait une attention plus soutenue que n’a pas permis sa découverte tardive.

C) Les dépôts du sud de la vallée de la Vézère et du Sarladais

358Ce secteur présente une richesse morphologique, karstique et préhistorique remarquable. Il possède plusieurs dépôts de travertins de taille modeste.

Figure 1-40 : Les tufs fossiles de Chasteaux, vallée de la Couze, (bassin de la Vézère).

Figure 1-41 : Croquis schématique des formations de la Coly, dans le secteur de Condat/Vézère.

Figure 1-42 : Croquis schématique du site de dépôt du travertin de Souillac, (bassin de la Dordogne).

Figure 1-43 : Coupe schématique du site de dépôt du travertin de Souillac, (bassin de la Dordogne).

Figure 1-44 : Les tufs de la source des Courtils, (vallée de la Dordogne).

1°) Présentation générale de la Vézère et spécificités de sa partie sud

359Cette zone correspond à la terminaison méridionale et orientale du Causse Vert, en rive gauche de la Vézère. Elle est limitée au nord par les failles du bassin d’effondrement du Coly, à l’est par la cuesta coniacienne, au sud par la vallée de la Dordogne et à l’ouest par celle de la Vézère.

360Il n’existe pas de réelles différences entre les rives gauche et droite de la Vézère. En effet, la rivière traverse les séries calcaires sénoniennes dont les faciès détritiques sont très proches les uns des autres : faciès plus ou moins crayeux, marneux ou sableux. Ce secteur se subdivise en différents bassins versants qui possèdent tous les principales caractéristiques du karst du Causse Vert :

  • de très nombreuses vallées sèches se raccordant aux niveaux de base des vallées principales et secondaires ;

  • des buttes karstifiées sous couverture argilo-sableuse, masquant des « crozes » de petite dimension [HOFFMANN, 1993] ;

  • de très nombreuses petites sources, reflet de cette dissection en petites unités de drainage ;

  • d’importants remblaiements tourbeux dans les vallées encore fonctionnelles ;

  • de très nombreux témoins de paléokarsts tertiaires ;

  • de très nombreuses cavités en général très colmatées par les argiles et de faible gabarit, à l’exception du remarquable réseau de la grotte de Rouffignac-Miremont.

Figure 1-45 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée de la Vézère.

3611) Les principales formes karstiques : les principaux bassins versants sont ceux du Manaurie et du Vimont en rive droite de la Vézère, des Beunes et de l’Enéa en rive gauche. Leur dimension reste modeste, à l’exception de celui des Beunes dont la taille atteint 140 à 150 km2 [HOFFMANN, 1993], La plupart de ces formes karstiques s’alignent le long de la Vézère ou des Beunes et se retrouvent souvent en position perchée, parfois à plus de 80 m au-dessus du cours actuel de la Vézère. L’alliance du froid et de la karstification a multiplié ces petites unités, abris et grottes, qui n’auraient guère présenté d'intérêt si elles n’avaient pas abrité l’homme pendant des millénaires.

362* Des phénomènes karstiques de taille modeste : compte tenu du faible potentiel hydraulique, qui dépasse rarement 150 m, il est rare de trouver des formes de grande ampleur (fig. 1-45). Cependant, quelques cavités sèches dépassent 100 m de développement, à l’image des grottes des Ourtaloux (542 m), de Cournazac-Paulin (650 m) et de Joumiac (930 m). Certaines circulations exploitent la faible fracturation d’ensemble de ce secteur comme le ruisseau souterrain du Plancat en rive droite de la Vézère (1700 m) qui s’aligne le long de la faille de Saint Cyprien. D’autres illustrent l’enfouissement des eaux à des niveaux plus profonds lors de l’abaissement du niveau de base. C’est le cas de la grotte semi-active de la Meyssandie, dans les calcaires crayeux à lits de silex du Santonien, du secteur de Rouffignac. Cette cavité explorée sur 1348 m offre plusieurs regards sur des circulations profondes et différents niveaux de galeries fossiles, semi-actives et noyées (CDS 24).

363* Une exception : le remarquable paléokarst de Rouffignac : au même titre que Lascaux, la grotte de Rouffignac est un « paléokarst » hérité dont la taille est très importante, à l'échelle locale : 6450 m de développement. Cette cavité est célèbre pour ses niveaux de silex saillants, ses peintures et gravures rupestres (grotte aux cent dessins de mammouths !), et ses superbes alignements de bauges à ours de toute taille, notamment.

364D’un point de vue plus karstique, cette grotte présente une structure insolite en forme de delta inversé. Pour NICOD [in LENZI, 1976], il s’agit d’un très bel exemple de réseau façonnée en milieu phréatique avec des galeries paragénétiques, c’est-à-dire, formées en condition de circulation lente sous pression [RENAULT et al., 1992]. De ce fait, cette cavité abrite d’importants remplissages sur plusieurs mètres d’épaisseur. Elle présente également de magnifiques coupoles de plafond à fond plat, les plus grandes de tout le Périgord-Quercy, certaines pouvant atteindre plusieurs mètres de diamètre. Cela confirme également son mode de façonnement, en régime phréatique profond [SALOMON et ASTRUC, 1992].

365Cette cavité pourtant haut perchée, est encore en relation avec un réseau actif. Les paléoécoulements sont organisés en un réseau dendritique axé sur le grand aven, en direction du sud, c’est-à-dire en sens inverse des écoulements actuels qui se dirigent vers le nord. Elle est orientée vers un axe de drainage qui n’existe plus aujourd’hui et qui devait se trouver à un niveau beaucoup plus haut que le niveau actuel de la Vézère. Il devait vraisemblablement correspondre à un ancien bassin, sorte de point bas porté en altitude par inversion de relief. Aujourd’hui, ce secteur est un des points les plus hauts de cette zone, à près de 280 m. Cette structure a été ensuite tronçonnée lors de l'incision plio-pléistocène du réseau hydrographique. Même s’il n’est pas facile de préciser l’âge exacte de la grotte de Rouffignac-Miremont, une partie au moins remonte au fini-pliocène ou au Quaternaire ancien comme la grotte de Lascaux au nord du secteur [CAVAILLE, 1974].

366Bien que les témoins de paléokarsts soient fréquents, cette cavité est le seul paléokarst de grande ampleur de l'ensemble du Causse Vert, qui, au même titre que Pech Merle, indique combien les conditions de circulation des eaux ont été complètement modifiées depuis le Cénozoïque. Enfin, le fait que cette cavité soit taillée dans un niveau plus crayeux du Santonien ajoute à son originalité, avec la mise en valeur de nombreux niveaux à silex. Il est bien évident que cette cavité est l’héritage de conditions karstiques passées sans commune mesure avec la karstification quaternaire récente qui n’a engendré que des formes de moindre ampleur.

367* D’autres paléokarsts tertiaires : des cheminées de soutirage et des dépressions colmatées : D’autres témoins plus anciens de la karstification tertiaire se retrouvent dans le secteur. Il s’agit avant tout de poches à kaolinite sous la forme d’anciennes dépressions ou d'anciens conduits colmatés. Certaines peuvent atteindre 25 m de profondeur pour un diamètre de 50 m et ont piégé les altérites riches en fer. C’est le cas des dépressions du Pagenal, au sud des Eyzies, ou de la Barbarie, en rive droite de la Vézère [LENZI, 1976].

368D’autres conduits représentent un héritage ancien sous la forme de cheminées de soutirage colmatées. Elles sont au nombre d’une douzaine près de la station préhistorique du Ruth, près du gisement du Moustier, au nord des Eyzies. Situées à 120 m de hauteur, soit 60 m au-dessus du niveau de la Vézère, elles atteignent une hauteur de 20 m pour un diamètre de 2 à 6 m. Elles ont été recoupées lors de l’incision de la Vézère. On retrouve également ce genre de conduit à la station du Régourdou située à proximité de la grotte de Lascaux, dont le remplissage de l’une d’elles contenait une mandibule d’un néandertalien.

369* Un autre témoignage de l’intense karstification de secteur : le cryptokarst du Bassin de Sariat : on retrouve cette intensité de la karstification tertiaire dans le bassin de Sarlat et la zone des Pechs du bassin de l'Enéa. Ce secteur est formé pour l’essentiel d’un cryptokarst formé sous couverture argilo-sableuse et déblayé lors de l’encaissement plio-pléistocène du réseau hydrographique [NICOD et SALOMON, 1990 ; SALOMON et ASTRUC, 1992]. Ce déblaiement est d’autant moins efficace que l’on s’éloigne du drain majeur qu’est la Dordogne. Ces différents secteurs de buttes sont séparés par une série de grandes « plaines », représentant des paléo-poljés plus ou moins exhumés. Au nombre de quatre bassins principaux en rive droite de la Dordogne et de deux en rive gauche, ils s’étagent entre 139-132 m : bassin de l’Hermier-La Canéda près de Sarlat, de Sainte Nathalène en rive gauche de l’Enéa, et jusqu’à 103 m dans le bassin de Calviac en Périgord.

370On retrouve le même étagement de l’autre côté de la Dordogne, avec la plaine de Manobre : 142 m et la petite plaine du Cros : 103 m, mais de façon moins nette. Ces « plaines » sont séparées par des buttes irrégulières, ancien karst à mogotes retouché par l’action des climats périglaciaires pléistocènes (grèzes, colluvionnement, par exemple).

371Ces « plaines » ont servi et servent encore de niveaux de base locaux. Les très nombreuses petites sources de ce secteur réapparaissent au fond de ces cuvettes à fond plus ou moins plat dû à des dépôts argilo-sableux, multipliant les secteurs mal drainés. Chaque pech possède un ou plusieurs conduits, fossiles pour la plupart, situés en général sous les grèzes qui tapissent les versants.

372Ainsi, trouve-t’on essentiellement des formes karstiques héritées ou de faible ampleur dans le bassin de la Vézère et le Sarladais. Le trait dominant de ce karst est donc la multiplication des petits axes de drainage, symbolisés par la vallée sèche et dont la dynamique est très liée aux dépôts de travertins et de tourbes.

3732) Les vallées sèches : une combinaison de processus : ce type de vallée résulte avant tout d’une combinaison de formes et de processus, liant les impacts climatiques froids puis plus secs, ainsi qu’une morphodynamique propre. En effet, cette dernière est responsable en partie de l’assèchement des plus petites formes. Certaines caractéristiques de cette dynamique sont inscrites dans la morphologie de ces vallons, principalement dans le secteur au nord des Eyzies. Ici, on retrouve souvent un réseau de petits vallons en patte d’oie ou en feuille de chêne, issu de la coalescence de plusieurs têtes de vallons. Elle débute souvent au contact d’une formation de plateau plus ou moins imperméable (argiles et/ou sables).

374* La présence d’un amont imperméable : cet amont imperméable, premier point de concentration des eaux a permis un début d’incision en combinaison avec un pergélisol et un système de crue de fonte neigeuse printanière en sol gelé. La présence de niveaux calcaires très gélifs et notamment le Santonien [LENZI, 1976] a fourni de nombreux dépôts de grèzes qui ont tapissé en partie le fond de ces vallées fraîchement incisées. Pour les grosses unités, ces apports de grèzes ont gêné la circulation des eaux et provoqué la formation de tourbes. Pour les petits vallons, cet apport en clastes, parfois sur plusieurs mètres d’épaisseur, a souvent provoqué une infiltration partielle ou totale des eaux avec de nombreux sous-écoulements, notamment dans les secteurs amont.

375* L’infiltration des eaux sous les colluvions : ces infiltrations d’eau ont pu s’enrichir en carbonates au contact de ces éboulis et provoqué une saturation des eaux provenant du karst. L’intensité de la dissolution est favorisée à la fois par la présence de terrains imperméables recouverts par une végétation acidophile, des pins et des sapins principalement, et par la richesse en insolubles des calcaires sénoniens, qui favorisent leur désagrégation et leur mise en solution. En secteur aval de la vallée, avec la réapparition des eaux à l’air libre et leur inévitable modification physico-chimique, une précipitation des carbonates en excèdent a pu se faire, en liaison avec un mécanisme de chute d’eau. Ce dernier peut être lié à la présence d’un obstacle naturel et favorisé par le rattrapage du niveau de base, qui s’opère souvent dans les derniers mètres du cours d’eau avant sa confluence.

376* L’auto-entretien des phénomènes : le phénomène peut ensuite s’auto-entretenir une fois que la chute d’eau est amorcée et colonisée par des organismes bio-incrustants [HOFFMANN, 1993], La formation d’un bouchon travertineux favorise alors le remblaiement tourbeux et l’on peut rentrer là aussi dans un système d’auto-entretien [ENJALBERT, 1951]. L’assèchement climatique progressif tout au long de l’Holocène a conduit à la mort de ce fonctionnement, pour les systèmes les plus petits et bien sûr les plus nombreux. Par voie de conséquence, il a abouti à la conservation de ces différentes étapes de formation inachevée au sein du profil de ces vallons.

377* Un profil marquant différents types de processus : ces formes se retrouvent directement dans la morphologie du vallon où l’on peut distinguer trois types de profils en coupe successifs, [LENZI, 1976] :

  • un profil en forme de « V » : en amont de tous les petits hydrosystèmes (vallons secs), il souligne la prépondérance de l’érosion linéaire au sein d’un système de pentes fortes, surtout sur les petits vallons ;

  • un profil en « berceau ou en U » : c’est-à-dire avec des formes tendant à s’arrondir notamment sur les versants. Cette forme souligne les apports de versant par solifluxion ou colluvionnement, n’ayant pas été évacués par la suite. C’est une étape supplémentaire dans la régularisation des profils de ces petits cours d’eau. L’apport des versants devient de plus en plus conséquent. C’est à ce niveau que se renforce l’assèchement du vallon avec des pertes partielles au sein de ces apports. Ces pertes partielles existent toujours sur les formes encore actives aujourd’hui, à l’image du vallon de Saint Raphaël, affluent de la Petite Beune ;

  • un profil à fond plat : il indique souvent un remblaiement tourbeux développé sur des colluvions et des grèzes dans une zone où l’alimentation en eau est constante, et où la pente est très faible. Ces remblaiements palustres comportent souvent des niveaux plus carbonatés ; de type travertin ou des faciès lacustres. On passe latéralement, dans le secteur de confluence des eaux avec le drain principal, à la formation d’un bouchon travertineux qui obstrue cette vallée.

378Les formations travertineuses sont donc en rapport direct le fonctionnement du système qui multiplie les dépôts, mais demeurant de taille très modeste. La seule exception est représentée par les formations des Beunes. Il s’agit en fait d’un bouchon travertineux responsable d’un remblaiement tourbeux épais de 14 à 20 m par endroit. Excepté ce dépôt encore fonctionnel, le reste des dépôts est fossile ou peu fonctionnel, véritable héritage paléo-morpho-climatique, reproduisant le modèle des Beunes, à une échelle plus petite.

379L’ensemble des vallées sèches et actives du Causse Vert possède au moins un secteur dont le remblaiement est travertineux, ou une source incrustante. Cette situation qui ne souffre que peu d’exceptions souligne à quel point cette dynamique de fonctionnement a été efficace. Cette génération de dépôt représente bien un jalon chrono-climatique de premier ordre.

2°) Les différents dépôts de ce secteur

380À l’image des différentes unités karstiques présentées, les dépôts de travertins sont nombreux dans ce secteur, mais de taille relativement modeste, à l’exception du système des Beunes.

a) Les formations de la vallée de la Beune (Les Eyzies de Tayac et la source des Girouteaux)

381Sa structure se compose d’un bouchon travertineux de grande taille (fig 1-46 et 1-47 ; H : 14 m ; L : 1000 m ; 1 : 250 à 500 m selon les secteurs), ayant provoqué un important remblaiement amont, sur plus de 15 km de longueur. Ce dépôt ancien a été incisé et accueille des formations plus récentes, mais il est complètement masqué par l’urbanisation. Le remblaiement tourbeux qu’il a provoqué a fait l’objet de carottages pour en sonder l’épaisseur et pour étude palynologique [DONNER, 1969, 1975].

382Dans ce secteur, un autre dépôt provenant de la source des Girouteaux possède des dimensions plus modestes (H : 7 m ; L : 300 m ; 1 : 100 à 150 m). Cette formation de type source ne présente pas de coupe exploitable, et n’a pu être décelée que par photographie aérienne. Sa forme tout a fait originale, à pente adoucie, pourrait masquer un éboulis ou un colluvionnement, mais ceci demande à être confirmé.

Figure 1-46 : Schéma morphologique du travertin des Eyzies, (vallée de la Vézère).

Figure 1-47 : Coupe schématique des travertins des Eyzies, (vallée de la Vézère)

b) Les dépôts du vallon des Géleries et de La Madeleine

383Les formations du vallon des Géleries présentent la même structure que celles de la Beune, à une échelle moindre. Elles se composent d’un bouchon travertineux situé en confluence directe avec la Vézère, qui coule ici à une altitude de 60 m (Fig. 1-48). Ce bouchon que l’on peut estimer à une dizaine de hauteur, est de taille relativement modeste (H : 10 m ; L : 200 m ; 1 : 80 m). Malheureusement, cet ancien front de chute ne présente pas de coupe sédimentologique exploitable. La partie en amont du travertin est composée par un remblaiement tourbeux dont l’épaisseur est vraisemblablement du même ordre. Les importantes couches de grèzes se remarquent un peu partout dans le profil de la vallée et ont certainement joué un grand rôle dans sa mise en place.

384Le secteur tourbeux est encore alimenté en hiver par une source qui cascatelle sur le front de chute travertineux mais elle ne dépose presque plus de carbonates. Cette source disparaît aux premières heures de l’été. Enfin, signalons que ce petit vallon possède un remarquable tracé en feuille de chêne.

385Le dépôt de la Madeleine présente également la même structure. Ce dépôt, très difficile d’accès, qui se situe tout près du gisement préhistorique éponyme de « La Madeleine » (Magdalénien) se situe également en confluence directe avec la Vézère. Ses dimensions sont très proches de celui des Géleries (H : 10 m ; L : 200 m ; 1 : 80 m) et l’on remarque également la même importance jouée par les grèzes et les colluvions. Le remblaiement tourbeux en amont de la séquence travertineuse, peut être estimé à 600 m de longueur, pour une épaisseur de 10 m au départ. En outre, ce dépôt se situe dans une vallée sèche qui présente tous les stades d’évolution précédemment décrits lors de l’étude des vallons secs avec :

  • un très important secteur à incision en « V » (environ 750 m de longueur) ;

  • un secteur en berceau très court (250 m) ;

  • un secteur à fond plat (500 m) ;

  • un remblaiement tourbeux (600 m) ;

  • un dépôt de tufs (200 m).

c) Les dépôts du Pas du Miroir et de Reignac

386Le dépôt du Pas du Miroir se situe près de l’abri sous roche de la Roque Saint Christophe (Fig. 1-49), au débouché d’une petite combe. Il présente la même structure que celle présentée précédemment, avec toutefois un remblaiement tourbeux plus court (350 m de longueur seulement), mais un dépôt de travertin plus grand (H : 15 m ; L : 400 m ; 1 : 100 m). Cette structure un peu originale doit vraisemblablement être due à une pente originelle du vallon plus forte qui limite les zones à fond plat (secteur de rétention d’eau) et qui amplifie la hauteur de la chute frontale. Il repose directement sur un lambeau de terrasse de la Vézère, en léger retrait du cours d’eau. Ce dépôt possède encore une source temporaire qui dépose des carbonates lors de sa période de fonctionnement, soit en hiver et au printemps.

387Concernant le site de la Maison Forte de Reignac, il vaut mieux parler de niveau plutôt que de dépôt. En effet, il s’agit d’un niveau travertineux épais d’un mètre environ, ayant fossilisé des industries préhistoriques magdaléniennes. Il est intercalé au sein d’une séquence sédimentaire d’un abri sous roche. Son intérêt est avant tout d’ordre chronologique, attestant à cette époque un fonctionnement incrustant de l’abri.

d) Les formations du vallon Saint Raphaël

388Les formations complexes du vallon Saint Raphaël représentent le deuxième dépôt en taille du secteur. Il s’agit d’un dépôt de travertin situé en confluence avec la vallée de la Petite Beune (fig. 1-50). Sa structure se compose d’une succession de niveaux carbonatés travertineux et de petits lits de tourbes sur une épaisseur totale d’une douzaine de mètres, au niveau de la confluence avec la Petite Beune. Cette succession détermine plusieurs séquences de fonctionnement du dépôt, qu’un carottage pourrait sans doute révéler. Ce bouchon travertineux possède des dimensions respectables au regard de la petite source qui l’a mise en place (H : 10 - 12 m ; L : 500 m ; 1 : 200 m).

389En arrière du bouchon se situe un remblaiement conséquent, issu principalement d’un colluvionnement mais comportant également quelques niveaux de tourbes. Son épaisseur est un peu inférieure à celle du bouchon travertineux, de l’ordre d'une dizaine de mètres. En arrière de ce colluvionnement, on retrouve une deuxième séquence travertineuse, moins épaisse que la première, de 5 m en moyenne.

390Ces deux séquences travertineuses ne reposent pas directement sur le substratum, mais le contact est formé par un petit niveau de tourbes et un sondage a détecté des grèzes. Tout comme la première, la deuxième séquence est surmontée par un sol et une couche de tourbes. Enfin, en amont du bouchon, le fond de la vallée est remblayé par des tourbes sur une longueur totale de 500 m. L’ensemble du dépôt (travertins + tourbes) mesure environ 2500 m de longueur.

D) Les dépôts du plateau de la Bessède et de la confluence Dordogne-Vézère

391Ces deux secteurs qui s’étendent de part et d’autre de la vallée de la Dordogne présentent des caractéristiques similaires, permettant leur regroupement.

1°) Les spécificités de ce secteur

392D’un point de vue pratique, nous avons scindé ce secteur en deux unités distinctes séparées par la Dordogne.

3931) Une dissection importante par de nombreuses petites vallées au niveau de la confluence : il s’agit en rive droite de la Dordogne, du secteur de confluence de cette rivière avec la Vézère, au niveau de Limeuil. Ce secteur qui s’étend du Bugue au nord, de Saint Cyprien à l’est, et de Lalinde à l’ouest, ne présente pas de particularités karstiques bien définies et ressemble beaucoup à la vallée de la Vézère. Nous l’avons isolé à cause de sa concentration de dépôts de tufs de toute taille. Cette concentration tient à la fois à des facteurs géomorphologiques et géologiques.

394* Un grand nombre de vallées sèches : la principale caractéristique du karst de ce secteur tient dans son grand nombre de vallées sèches de petite taille, dont certaines sont suspendues au-dessus du cours actuel de la Dordogne. En fait, à l’examen de photographies aériennes, on remarque que les différents niveaux de terrasses alluviales se raccordent à ces vallées et que chaque étape du creusement des rivières s’est accompagnée de l’assèchement d’une partie d’entre-elles.

395Cette importance du nombre des petites vallées est renforcée par la grande incision des cours d’eau principaux. Celle-ci oblige tous les drains à s’encaisser et multiplie leur nombre, aidé en cela par la nature imperméable des terrains de recouvrement des calcaires crétacés et qui crée une organisation du drainage en « château d’eau », à l’image du plateau situé à l’ouest de Saint Cyprien, dans le secteur du gouffre de Proumeyssac.

Figure 1-48 : Coupe schélatique des travertins fossiles des Géleries, (vallée de la Vézère, d’après LENZI, 1976).

Figure 1-49 : Les dépôts du Pas du Miroir, dans le secteur de La Roque Saint Christophe (vallée de la Vézère).

Figure 1-50 : Schéma du remplissage du vallon Saint Raphaël, (vallée de la Petite Beune, bassin de la Vézère. d’après MARCHAND, 1971).

396Ce plateau dont le versant nord est drainé par la Vézère, et le versant sud par la Dordogne ne compte pas moins de 18 drains actifs et fossiles pour une surface de 70 km2, sans compter les sources. Cette multiplication des drains et notamment des sources, se fait au détriment de leur taille, ce qui explique partiellement leur perchement à plus de 30 m parfois au dessus du niveau actuel de la Dordogne, de l’ordre de 45 m NGF, au niveau du cingle de Limeuil, par exemple.

397Concernant les principaux drains de ce secteur, leur taille reflète également cette intense dissection, avec des bassins versants plus restreints. Tous ces cours d’eau possèdent un remblaiement important, dont une partie au moins est carbonatée avec l’alternance de niveaux travertineux et de tourbes. Il est attesté pour la Nauze à Siorac, le Ladouch au Bugue et le Bélingou à Calès. C’est aussi le cas du Moulant à Saint Cyprien, qui possède des secteurs mal drainés, [carte géomorphologique au 1/50 000e, feuille noI - Le Bugue, HOFFMANN, 1993].

398* Plusieurs sources incrustantes : au niveau des deux boucles de méandres, on compte trois sources incrustantes encore très actives. Il s’agit du double système de sources de Beauregard, dans le secteur de Limeuil, de la petite source de Lasfont et de la source du Moulin d’Alles, dans la boucle qui sépare les deux cingles. Ces exutoires sont perchés en relation avec une structure géologique qui multiplie les niveaux imperméables et semi-imperméables. De cette manière, les émergences de Beauregard ressortent à une altitude approximative de 90 m, soit 30 m environ au-dessus du niveau de la petite vallée sèche qui s’étend au pied de Limeuil. Il en est de même pour la source du Moulin d’Alles, qui sourd à environ 70 m d’altitude, soit 25 m au-dessus du niveau de la Dordogne.

399* Des cavités de petite dimension : les cavités de ce secteur sont de très faible ampleur, à tendance verticale dans la zone plus fissurée de la faille de Saint Cyprien, à tendance horizontale au niveau des cingles où elles sont bloquées sur les joints marneux. Le gouffre de Proumeyssac dont la plus grande hauteur atteint près de 40 m, est un exemple de gouffre d’effondrement par délitage des parois, en forme de cloche, et qui renferme de curieuses concrétions en forme de triangle. Cependant, aucune cavité ne dépasse 500 m de développement et ce secteur est pauvre en cavité pénétrable. Cette situation reflète à la fois une hétérogénéité des bancs karstifiables, une dissection importante et un potentiel hydraulique qui reste faible (entre 100 et 150 m).

400La karstification de surface ne prend de réelle ampleur qu’au contact de la faille de Saint Cyprien qui fait réapparaître les calcaires jurassiques. Dans ce secteur, quelques dolines apparaissent mais leur dimension reste modeste, de l’ordre de 250 m. FENELON [1955] signale également quelques surfaces lapiazées.

4012) Le plateau meuliérisé de la Bessède : le deuxième secteur est représenté par le plateau de la Bessède. Ce plateau « meuliérisé » en surface, est un des points hauts de la rive gauche de la Dordogne et se comporte à ce titre, comme un véritable petit château d’eau. Ce secteur possède également d’autres indicateurs de paléokarsts tertiaires.

402* De nombreux paléokarsts tertiaires : ce sont notamment d’importants dépôts de kaolinite et d’halloysite, ainsi que des ferruginisations en dalles possédant de très fortes concentrations en fer, à plus de 83 % de Fe2O3 [GOURDON-PLATEL et DUBREUILH, 1992]. Tous ces dépôts se sont formés dans des cavités ou des dépressions affectant le plateau crétacé sous-jacent et fossilisées par les différents épandages tertiaires. Tout au long de cette période, les formations piégées au sein de ces dépressions ont subi une diagénèse poussée, qui a continué également tout au long du Pléistocène. À ce titre, le plateau de la Bessède, à l’image du secteur de Domme, présente à la fois une concentration en site et une diversité de formations d’âge tertiaire (silcrètes, dalles ferrugineuses, argiles) absolument unique en Périgord-Quercy. On retrouve également des silcrètes au nord du département et en Charentes.

Figure 1-51 : Les principaux phénomènes karstiques du plateau de la Bessède et du secteur de confluence de la Dordogne-Vézère.

403De plus, ce plateau a subi les impacts des climats périglaciaires quaternaires. La vallée de la Couze, principal drain à l’ouest du plateau, possède d’importants dépôts de grèzes [TEXIER, 1968].

404* La multiplication des sources : l’essentiel des formes karstiques se retrouve au niveau des nombreuses vallées sèches qui dissèquent le plateau. En outre, ce dernier est taraudé par les dolines de faible dimension, notamment dans le secteur de Villefranche du Périgord, au contact du bassin de la Lémance. Les très nombreuses sources de ce plateau sont en rapport avec un aquifère multicouche, dont certaines exploitent la tectonique locale avec les anticlinaux faillés de Saint Cyprien, et de Saint-Avit-Sénieur. Elles se traduisent par une température plus élevée, parfois supérieure à 16°C, à l’image de l’émergence de Saint Front, dans la vallée de la Couze.

405D’une façon générale, ces sources, indépendamment de leur taille, présentent une minéralisation importante. Elles font partie de l’ensemble de sources qui drainent des terrains secondaires, au contact par flexure des terrains tertiaires. Elles présentent toutes une température plus importante, du fait de la profondeur des aquifères secondaires. On retrouve une situation analogue à l’ouest de Périgueux, sur la vallée de 1’Isle.

406La petite source de Cadouin est à mettre en relation avec des circulations très lentes situées au contraire dans l’épikarst, au sein de conduits karstiques de petite dimension et fortement colmatés. L’importante minéralisation, en rapport avec un dense couvert forestier acidophile, traduit une karstification active et permet le dépôt de travertins. Le perchement de cette source, en relation avec des dépôts de grèzes abondants issus des horizons campaniens et maastrichtiens très gélifs, ont joué un rôle important dans la mise en place de ce dépôt.

2°) Présentation des différentes formations

4074 formations ressortent de l’étude de ce secteur qui en comportent beaucoup plus.

a) Le dépôt du Moulin Farfal (Cadouin)

408Ce dépôt revêt une importance particulière à plus d’un titre. C’est l’exemple type du dépôt provenant du perchement d’une source sur niveau marneux, et reposant sur des grèzes. Déjà mentionnées par ENJALBERT [1951], elles passent latéralement sous le dépôt. On peut encore voir aujourd’hui cette situation, certainement plus nette lorsque l’auteur a fait ces constatations (Fig. 1-52). Ce dépôt présente en outre une des rares coupes sédimentologiques exploitables dans ce secteur. La conservation d’anciens fronts de chute ayant fonctionné relativement récemment (Holocène) fonde un intérêt supplémentaire par la conservation de la zonation des végétaux incrustants.

Figure 1-52 : Schéma et coupe du dépôt du Moulin Farfal, vallée du Bélingou, dans le secteur de Cadouin, (bassin de la Dordogne).

409La source qui a mis en place ce dépôt, est de petite taille. Elle émerge quelques mètres en dessous d’un porche fossile que l’on peut remonter sur une vingtaine de mètres de profondeur environ, avant de buter sur un colmatage argileux. Ce conduit illustre bien les formes karstiques que l’on peut rencontrer sur le plateau de la Forêt de la Bessède, de faible ampleur et colmatées.

410La minéralisation des eaux indique cependant que les processus karstiques actuels, toujours très actifs, sont en relation avec des circulations confinées. Cette grande minéralisation s’accompagne d’une forte proportion de gaz carbonique dissous, la conjonction des deux phénomènes étant à l’origine de quantités conséquentes de carbonates déposées actuellement.

411Les dimensions de ce dépôt sont de taille relativement modeste (H : 15 m ; L : 150 m ; 1 : 100 m). Il se présente sous la forme d’une plaque principale, relativement plane qui forme la partie haute de ce dépôt. La hauteur progresse rapidement de l’ouest vers l’est, pour atteindre au maximum 12 m de hauteur, pour une longueur de 120 mètres environ. La deuxième partie du dépôt est composée d’un replat situé au pied du premier plateau. Ce deuxième niveau a une hauteur moyenne de 2,50 m environ, pour une longueur maximale de 30 m.

412Ces deux niveaux provoquent une double cascade des eaux. Elles rejoignent ensuite le petit ruisseau du Bélingou qui conflue avec la Dordogne dans le secteur de la centrale hydroélectrique de Mauzac-Grand Castang.

b) Le dépôt du Moulin d’Alles (Ailes sur Dordogne)

413Situé sous le hameau de Beaulieu, ce dépôt présente beaucoup de similitude avec le celui du Moulin Farfal, concernant notamment sa morphologie (fig. 1-53). Tout comme ce dépôt, il provient d’une source perchée à 25 m au-dessus du niveau de la Dordogne avec laquelle il est en confluence directe. Découvert tardivement du fait de son isolement, il semble que ce dépôt soit le foyer d’un concrétionnement encore très actif. Malheureusement, il est très peu aménagé malgré la présence d’un petit moulin situé directement sur son plateau et ne présente aucune coupe exploitable.

Figure 1-53 : Dépôt du Moulin d’Alles, entre les cingles de Limeuil et de Trémolat, (vallée de la Dordogne).

Figure 1-54 : Dépôt de Beauregard, cingle de Limeuil, (vallée de la Dordogne).

414Situé dans un vallon très court, il présente une longueur moins importante (75 m environ) mais une hauteur plus conséquente (20 m) par rapport à celui du Moulin Farfal. Là aussi, la pente originelle plus forte semble avoir provoqué cette forme plus « tassée » (H : 20 m ; L : 75 m ; 1 : 70 m). De plus, il n’est pas possible de dire si ce dépôt repose sur des grèzes ou des colluvions, car le dépôt remplit entièrement le petit vallon. Mais cette situation est très possible, du fait des horizons très gélifs du Campanien.

415Enfin, ce dépôt repose directement sur les alluvions de la Dordogne, ce qui ne laisse aucun doute sur son âge.

c) Le dépôt de Beauregard (secteur de Limeuil)

416Ce dépôt, haut perché et de taille relativement modeste, se compose d’une seule plaque, très courte mais de hauteur assez grande (H : 20 m ; L : 30 m ; 1 : 120 m ; fig 1-54). Situé au fond d’un tout petit vallon, il provient de l'édification par deux sources incrustantes, dont l’une est très petite. Ces deux sources sont elles aussi bloquées sur un joint marneux et se retrouvent perchées, à environ 30 m au-dessus du niveau de la vallée. Une des particularités de ce dépôt, est que la source principale conflue avec une vallée aujourd’hui sèche, son écoulement disparaissant au sein des colluvions et des grèzes qui en tapissent le fond. Au contraire, la plus petite source conflue directement avec la Dordogne toute proche. Nos analyses hydrochimiques ont montré, par une composition chimique légèrement différente, que la plus petite n’était pas un sous-écoulement de la principale mais provenait vraisemblablement de la même nappe.

417En outre, il n’est pas facile de connaître avec exactitude les modalités de raccordement du dépôt avec les formations de versant. Il se peut en effet que la base du dépôt soit constituée de grèzes, mais cette partie est masquée par des habitations. Enfin, signalons que ce dépôt présente une des rares coupes exploitables de ce secteur.

d) Les dépôts de la vallée de la Rège (Trémolat) et de la Pradelle (Moulin du Sors)

418Nous signalons ces deux cours d’eau pour exemple. Ils présentent en effet de petits niveaux de tufs dans le secteur de raccordement de leur vallée avec la Dordogne. Une partie de leur remblaiement est vraisemblablement composée de travertins et de tourbes. Cependant, nous les avons sélectionnés pour l’étude hydrochimique que nous avons menée sur le bassin de la Dordogne, ainsi que pour l’étude de la composition des tufs par calcimétrie.

Figure 1-55 : Les principaux phénomènes karstiques du Causse de Gramat et des petits causses périphériques, (bassins de la Dordogne et du Lot).

E) Les formations du Causse de Gramat

419Nous débuterons cette présentation par les grandes caractéristiques hydromorphologiques de ce Causse.

1°) Les grands traits hydromorphologiques du causse

420Le secteur du Causse de Gramat et des causses périphériques est sans conteste la première région karstique du Périgord-Quercy. Pour simplifier notre présentation, il est possible de découper ce secteur en une unité centrale, le Causse de Gramat proprement dit, axé sur le bassin de l’Ouysse-Alzou, et cinq petites unités périphériques :

  • le Causse de Padirac, au nord et à l’est ;

  • le secteur des pertes périphériques au dôme des terrains du Lias (secteur du Saut de la Pucelle, de Réveillon, par exemple, à l’ouest de Padirac) ;

  • le bassin karstique du Céou, à l’ouest du causse de Gramat ;

  • le Causse de Mongesty organisé autour des vallées du Vers et du Vert, au sud-ouest ;

  • le Causse de Gramat sud et le petit Causse de Saint Chels (bassin du Célé), dans la partie sud-est de ce secteur.

4211) Le Causse de Gramat : des réseaux karstiques majeurs : ce causse est essentiellement organisé autour du bassin versant de l’Ouysse-Alzou (photos 1-2 et 1-3). Ce bassin, karstique à 70 % [ASTRUC, 1994], est le troisième de France avec près de 550 km2 [RENAULT et al., 1992], Il butte à l’ouest sur le bassin versant du Céou et la terminaison sud de la Bouriane, la limite sud étant plus floue, car la ligne de partage des eaux est très difficile à déterminer entre le Célé et l’Ouysse-Alzou. Il se subdivise en deux sous-systèmes qui représentent les plus longues circulations souterraines de l’ensemble du Périgord-Quercy :

  • le système karstique organisé autour de la résurgence de Saint Sauveur présente une circulation longue de 22 km. Il draine la plus grande partie de la zone d’absorption du Causse de Gramat, dans le secteur de La Braunhie. Cette zone est percée par de nombreux igues dont l’âge serait quaternaire d’après CAVAILLE [1974], Certains de ces gouffres atteignent une profondeur supérieure à 200 mètres (Planagrèze, Viazac) ;

  • le deuxième système est organisé autour de la résurgence de Cabouy et provient d’un long parcours souterrain en relation avec les pertes périphériques situées au contact massif ancien-causse (Thémines et Théminettes). Il prend la forme d’un cours d’eau souterrain circulant dans une haute galerie, Les Vitarelles, l’ensemble de ce système correspondant à la circulation souterraine de l’Ouysse. Les Vitarelles constituent un regard sur l’Ouysse souterraine et se présentent sous la forme d’un aven d’une centaine de mètres de profondeur. L’ensemble du réseau atteindrait une dimension de 30 km, dont 13 km pour les Vitarelles. C’est sans nul doute le plus grand système de toute la région, avec les réseaux de Padirac et de Saint Sauveur.

422Ce réseau est en relation également avec l’Alzou qui conflue avec l’Ouysse. Cette vallée d’origine fluvio-karstique fonctionne encore aujourd’hui de la même façon, ne coulant en surface que quelques semaines par an (Fig. 1-56). Le remblaiement de cette vallée, ainsi qu’une bonne partie de celle de l’Ouysse, est composé de travertins mêlés à d’autres alluvions et à des éboulis. Tout comme les gorges de la Vis sur le Causse du Larzac, cette vallée présente un remblaiement de nature similaire, mais à une échelle moins importante (environ 25 km, cependant). Il n’est pas possible de connaître avec exactitude l’épaisseur de ce système travertineux, de l’ordre de 5 à 15 m environ selon ASTRUC [1994]. Il n’affleure quasiment jamais, et peut être démantelé localement par l’Ouysse ou l’Alzou. Par contre, sa position topographique en fond de vallée ne laisse aucun doute sur sa période de mise en place, à la transition Würm-Holocène. Cette mise en place a été facilitée par les très abondants dépôts de grèzes et autres éboulis présents dans le fond et sur les versants de l’Alzou.

4232) Le Causse de Padirac : une petite unité dominée par le réseau souterrain de Padirac : il est délimité à l’est par la grande cuesta bordière du Bajocien-Bathonien, par la Dordogne au nord (photo 1-4), et par les failles du dôme soulevé de Miers-Alvignac au sud. Cette unité établie dans les faciès les plus francs du Dogger, a facilité la karstification exceptionnelle de ce secteur. Ce système est relativement bien connu et a donné lieu à plusieurs campagnes d’investigations hydrochimiques [COUSTOU, 1979 ; COLLIGNON et FABRIOL, 1993], Au même titre que le Causse de Gramat, on y trouve de nombreux gouffres parmi lesquelles figure l’important système de Padirac : résurgence à la Fontaine Saint Georges, pour un développement total de 25 km (fig. 1-57). Cette galerie provient de la rivière du même nom qui coule au contact des terrains imperméables du Lias et présente notamment une coulée stalactitique de 78 m de hauteur accrochée à la paroi, dénommée « Grande Pendeloque ». Sa jonction en spéléo-plongée avec la vallée de la Dordogne, n’a été réalisée qu’en septembre 1996 [GAUCHE, 1996], après l’enchaînement de 22 siphons successifs, ce qui contraste fort avec la partie visitée par les touristes. Ce système a permis de descendre à - 307 m sous la surface du Causse, ce qui en fait le secteur exploré le plus profond du Périgord-Quercy.

Photo 1-2 : Vue générale sur le Causse de Gramat, dans la partie nord. A remarquer l’incision des vallées complètement asséchées aujourd’hui. (cliché : F. HOFFMANN).

Photo 1-3 : Canyon de l’Alzou : l’incision peut être évaluée à environ 150 m. On remarque bien les versants à corniche bathoniens, et l’importance des grèzes au pied de la corniche (cliché : F. HOFFMANN).

424Cette zone très fracturée a facilité la karstification et la formation de reculées au niveau de la grande cuesta bordière. Cette dernière accueille des phénomènes karstiques d’ampleur moindre, mais très nombreux. La multiplication des sources est le trait majeur de ce karst, dont bon nombre sont incrustantes, à l’image de celles qui coulent dans le secteur de la très remarquable reculée d’Autoire, dans le vallon de Gintrac, ou dans le vallon du Caillon.

425Les sources d’Autoire alimentent en partie un petit cours d’eau provenant des terrains basiques du dôme de Miers-Alvignac et qui se jette dans la reculée par une chute de 60 m de dénivelé totale, dont 40 m de verticale. Cette cascade abrite un des plus imposants dépôts de tufs du Causse, encore particulièrement actif de nos jours.

4263) Une zone intermédiaire : les sites des pertes du Saut de la Pucelle et de Réveillon : une autre partie du Dôme de Miers-Alvignac, située entre l’Ouysse et le Causse de Padirac, permet le maintien de petits cours d’eau souvent temporaires (fonctionnement saisonnier hiver-printemps) qui viennent se perdre dans les pertes périphériques à ce dôme. C’est le cas notamment des pertes du Saut de la Pucelle et de Réveillon dont la résurgence des eaux s’effectue au niveau de la source des Limons, sur la vallée de la Dordogne (trajet de 5500 m ; profondeur : - 155 m). C’est le cas également de la perte de Roc de Cor (ou Roque de Cor), dont le cours d’eau saisonnier alimente un petit dépôt de tufs de paroi au fonctionnement très saisonnier (hiver-printemps), démantelé partiellement lors des crues suivantes.

4274) Le plus important fluviokarst du secteur : le bassin du Céou : le secteur de la vallée du Céou se situe dans la partie occidentale du Causse de Gramat. Elle abrite le plus grand bassin fluvio-karstique de cette région, avec près de 603 km2 [FIZZALA, 1991]. Cette zone présente dans l’ensemble une moins grande richesse karstique que le Causse de Gramat proprement dit. En effet, même si la karstification est complète, les formes que l’on y trouve ont moins d’ampleur. Cela tient à la fois à la nature des terrains calcaires, marquée par la présence des terrains semi-perméables du Kimméridgien, et à leur grande hétérogénéité, ainsi qu’à un potentiel hydraulique moins important.

Figure 1-56 : Les principaux phenomenes karstiques de la vallée de l’Ouysse et de l’Alzou (Causse de Gramat).

Figure 1-57 : Schéma du gouffre et de la rivière souterraine de Padirac (partie accessible aux touristes, résurgence à la Fontaine Saint Georges, bassin de la Dordogne).

Figure 1-58 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée du Céou (ouest du Causse de Gramat).

428Cependant, ce bassin est remarquable à plus d’un titre par la vallée du Céou qui fait office de véritable niveau de base local. Cette vallée peut être assimilée à un fluviokarst où l’aspect fluviatile jouerait le rôle le plus important, bien plus important que dans le cas de l’Alzou où cet aspect devient mineur devant le karst. Cette karstification importante ainsi que l’important remblaiement de la vallée, facilite l’infiltration de eaux en profondeur, assèchant la vallée sur les deux tiers de son parcours en été. Ce remblaiement dont la nature n’est pas connue avec exactitude doit être en grande partie travertineux [ASTRUC, 1992].

429L’importance des terrains de recouvrement a favorisé la formation de nombreuses vallées sèches de petite dimension, et, à ce titre, cette vallée apparaît bien comme une zone de transition avec la Bouriane et le Périgord crétacé que l’on retrouve dans la partie aval de la vallée (Fig. 1-58). On n’en retrouve la principale caractéristique, à savoir de très nombreuses sources de moyen calibre. Au sud de la vallée du Céou, certaines caractéristiques plus karstiques apparaissent comme les champs de dolines. C’est le cas du Causse de Florimont-Gaumier que draine l’importante résurgence de Bouzic. Cet important système, exploré sur près de 10 km (photo 1-5), draine un petit causse cloisonné en partie par la fracturation liée à la faille de Saint Cyprien. Il est composé d’un ensemble de galeries fossiles et actives, la plupart du temps siphonnantes et donc difficiles d’exploration [GUICHARD, comm. orale]. L’importante résurgence de Bouzic qui traverse des terrains de nature différente, possède des eaux très minéralisées, relativement magnésienne et à l’origine d’un dépôt de tufs encore actif aujourd’hui.

4305) Le Causse de Mongesty : une importante karstification de surface : ce causse, articulé autour des vallées du Vers et du Vert [VAQUIER, 1995], est similaire au Causse de Florimont-Gaumier. Tout comme ce dernier, ces caractéristiques diffèrent selon la nature des calcaires, qui butent sur les formations crétacées à l’ouest (bassin de La Lémance). D’ailleurs, la distinction entre les deux est toute théorique puisqu’une partie des eaux du bassin du Céou s’écoule en direction de la vallée du Vers par le biais du système de la Perte du Dégagnazès-Font de Graudène.

431Ce Causse présente surtout un karst à dolines, notamment le long de la vallée du Vers (Fig. 1-59). Ce petit bassin d’environ 70 km2 [RENAULT et ai, 1992], bénéficie également de la richesse des terrains de recouvrement. Sur la figure 1-59, on remarque aisément la dichotomie entre les deux rives du Vers, avec une rive droite riche en petites vallées sèches, héritage morphoclimatique sur des terrains plus imperméables du Kimméridgien, par rapport à la rive gauche où elles sont moins développées.

432Les formes karstiques sont de faible ampleur ou ont réutilisé d’anciens paléokarsts, à l’image de la Font Polémie. Cette dernière présente une importante minéralisation en rapport avec des taux de gaz carbonique très élevés. Des petites sources alignées le long de la « cuesta » kimméridgienne peuvent être à l’origine de petits dépôts de tufs comme la source du Moulin Cras. Dans l’ensemble, la vallée du Vers présente un important remblaiement en grande partie travertineux, encore très actif au niveau de sa confluence avec le Lot, à Bourg de Vers.

4336) Un secteur très karstifié : le sud du causse de Gramat et le Causse de Saint-Chels : on retrouve des caractères caussenards plus affirmés dans la partie sud du Causse de Gramat et dans le petit Causse de Saint Chels (Fig. 1-60). L’ensemble de cette partie est drainé par le Célé qui forme un sous bassin karstique de grande ampleur au sein du bassin du Lot. Le nombre de vallées encore actives diminue et c’est le secteur de très nombreuses petites reculées. La karstification y est importante et se traduit par de nombreuses émergences à débit important (la Pescalerie, Le Ressel, par exemple), de nombreuses communications « intrabassins » ou d’un bassin à un autre (Célé-Lot).

434Il n’est donc pas étonnant de trouver des systèmes de dépôt encore très actifs dans une région très boisée et très karstifiée. C’est le cas de la vallée de la Sagne, à Cabrerets, en confluence avec le Célé, du tout petit tufs de la Pescalerie et de l’important système multiple du vallon de Larnagol.

435Ce vallon, au niveau de sa confluence présente un remblaiement travertineux particulièrement actif de nos jours. L’ensemble du vallon pourrait être remblayé par une dizaine de mètres d’épaisseur de travertins, provoquant de nombreux sous-écoulements et un assèchement de la vallée en surface. Dans sa partie amont, en relation vraisemblablement avec des eaux assez minéralisées ou chargées en gaz carbonique, d’importants dépôts fossiles et actifs se situent au niveau du lieu dit de la Fontaine de Lestang. Ici de grandes quantités d’éboulis passent latéralement à des dépôts de tufs et montrent à quel point ces deux types de dépôt sont intimement liés.

2°) Présentation des différentes formations de cette unité

436A l’instar de la richesse karstique, l’ensemble de ce secteur présente de multiples dépôts, dont certains occupent une place importante dans notre présentation : Autoire, Bouzic, Gintrac.

a) Les dépôts de la vallée du Céou (Daglan) et de la source de Bouzic

437Au niveau de la petite ville de Daglan qui se situe sur la vallée du Céou, dans sa partie aval d’importantes chutes (2 à 3 m) témoignent du concrétionnement actif que le cours d’eau a pu faire preuve récemment. Ce type de barrage est relativement fréquent sur les cours d’eau du Périgord et du Quercy.

Figure 1-59 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée du Vers (Causse de Gramat).

Photo 1-4 : Falaises calcaires bathoniennes. Hauteur approximative : 60 m. Diamètre du conduit : 3 m (cliché : F. HOFFMANN).

Photo 1-5 : Réseau souterrain de Bouzic, partie active. Ce réseau, exploré sur près de 9880 m, est le plus long du Périgord (cliché : J.F. LEYGONIE).

Figure 1-60 : Les principaux phénomènes karstiques du Causse de Gramat sud et Saint Chels.

438Le dépôt lié à la source de Bouzic peut être considéré comme de taille importante à l’échelle du Périgord-Quercy (H : 10 m ; L : 500 m ; l : 300 m ; fig. 1-61). Les éboulis sont fréquemment observés dans les environs immédiats du dépôts et l’on peut supposer qu’ils sont présents sous ce dernier.

b) Les dépôts de la reculée d’Autoire (Autoire), et de la source du Tournefeuille (canyon de l’Alzou)

439Ce dépôt est sans conteste l’une des formations majeures du Causse de Gramat. En effet, même si ces dimensions sont raisonnables (H : 60m ; L : 150 m ; l : 10 à 30 m ; fig. 1-62), c’est sa structure qui est vraiment originale.

440Le ruisseau et la source qui encroûtent, rattrapent rapidement le niveau de base et ont déposé des carbonates sur près de 60 m de dénivelé. Deux générations de dépôts apparaissent, dont une actuelle particulièrement active. De nombreuses autres petites sources au fonctionnement saisonnier, sortent dans cette reculée et forment de petits dépôts.

c) Les dépôts de Gintrac et du vallon du Caillon

441A seulement 7 km d’Autoire, le triple système de dépôts de tufs de Gintrac (Fig. 1-63 et 1-64) possède des caractéristiques similaires à celles du double système de Saint Cernin. En effet, il représente un des nombreux jalons de la Cuesta du Bajocien-Bathonien, dont la structure a permis la multiplication des sources (répétition de « toits et de planchers » imperméables avec les niveaux marneux toarciens et domériens). Cette multiplication d’émergences incrustantes est à la base du plus bel alignement de travertins de toute la partie orientale du Sud-Ouest : Saint Cernin de Larche, Gintrac, et Autoire, pour notre secteur d’étude et pour les formations les plus importantes. Cet alignement continue plus au sud sur le Causse de Limogneavec les dépôts de Lacapelle-Livron, de Saint Pierre de Livron, et à l’est de Saint-Antonin-Noble-Val et les travertins de la grotte de la Dame Blanche, sur la vallée de l’Aveyron.majeures du Causse de Gramat. En effet, même si ces dimensions sont raisonnables (H : 60 m ; L : 150 m ; l : 10 à 30 m ; fig. 1-62), c’est sa structure qui est vraiment originale.

442Le ruisseau et la source qui encroûtent, rattrapent rapidement le niveau de base et ont déposé des carbonates sur près de 60 m de dénivelé (photos 3-1 et 3-2). Deux générations de dépôts apparaissent, dont une actuelle particulièrement active. De nombreuses autres petites sources au fonctionnement saisonnier, sortent dans cette reculée et forment de petits dépôts.

443Il s’agit d’un triple système de dépôts dont un seul est encore actif (vallon de Gintrac). Ce dernier est en relation avec une source qui sort au contact des calcaires et des marnes domériens, à la base de la cuesta du Bajocien. Il est composé d’une plaque de 10 m d’épaisseur environ, pour une longueur approximative de 275 m, et une largeur d'une centaine de mètres. Il rentre en confluence directe avec la vallée de la Dordogne.

444Le plus petit dépôt des trois formations est celui qui supporte le petit hameau du Mourèze, qui se trouve perché à mi-pente, sur le front de la cuesta. Il s’agit d’un dépôt aujourd’hui complètement fossile. L’ancien exutoire de ce système sortait au contact des calcaires et des marnes du Toarcien. Dans ce secteur, l’opposition entre calcaires du Bajocien et marnes du Toarcien est beaucoup moins forte que pour le Causse de Martel, du fait de la répétition fréquente de niveaux calcaires et de niveaux marneux « intercalaires », dans le profil de la cuesta.

445Enfin, le troisième dépôt, celui de Taillefer est de plus grande ampleur avec une longueur de près de 300 m et une hauteur de 10 à 15 m. Là encore, c’est un témoin d’écoulements aujourd’hui disparus, et la petite source intermittente qui se situe à proximité ne semble pas responsable de son édification [ASTRUC et al., 1995], L’ancien exutoire qui l’a mis en place sortait au contact des calcaires bajociens et des marnes toarciennes, marquant un troisième niveau de perchement des sources dans ce secteur.

446Le petit dépôt du vallon du Caillon (Fig. 1-65) est en relation avec un triple système de sources, de petit débit. Elles ressortent au niveau du contact Bajocien-Aalénien-Toarcien, qui préfigure dans ce secteur la structure du front de la cuesta. Le pendage des couches ramène une partie des eaux d’infiltration à l’intérieur du plateau de revers, exploitée ensuite par ce type de petits exutoires. Associé à ces sources, le dépôt de tuf du Caillon est de petite taille inférieure à 100 m de longueur, témoignant d’une mise en place récente.

d) Les dépôts de la vallée du Vers (Pont de Vers)

447La vallée du Vers présente d’importants dépôts actuels tout au long de sa vallée (fig.1-66). Comme pour le Céou, il s’agit de barrages de tufs pouvant atteindre 3 mètres, mais aussi de nombreux concrétionnements présents sur les parois et le fond du chenal d’écoulement des eaux.

448Au niveau de la confluence du cours d’eau avec le Lot, le Vers présente d’importantes chutes encore actives, de 8 à 10 mètres de hauteur, qui reposent au sein d’un dépôt plus ancien, réentaillé par le cours d’eau actuel. Il est difficile d’estimer les dimensions de ce dépôt ancien. De même, les modalités de raccordement de ce bouchon travertineux avec le remblaiement de la vallée ne sont pas connues. La présence d’éboulis le long de la vallée laisse présager un raccordement possible du dépôt avec ce type de formation.

Figure 1-61 : Dépôt de tufs de la source de Bouzic (vallée du Céou, bassin de la Dordogne).

Figure 1-62 : Dépôt de la reculée d’Autoire (vallée de la Bave, bassin de la Dordogne).

Figure 1-63 : Les dépôts du système triple de Gintrac, (Gintrac. Mourèze. Taillefer ; bassin de la Dordogne).

Figure 1-64 : Coupe schématique des sites des dépôts de Gintrac et de Taillefer, (bassin de la Dordogne).

Figure 1-65 : Les tufs des sources du Caillon (bassin de la Dordogne).

Figure 1-66 : Dépôt de Pont du Vers (vallée du Vers, bassin du Lot).

Figure 1-67 : Dépôt de Cabrerets (vallée de la Sagne. bassin du Célé).

e) Les formations de la vallée de la Sagne (Cabrerets)

449Ce dépôt de type vallée est un bouchon travertineux qui obstrue la vallée dans le secteur de confluence du cours d’eau avec le Célé (fig. 1-67). Il est très difficile de connaître les dimensions exactes de ce bouchon qui est en relation avec un remblaiement tourbeux. On peut estimer sa largeur à un peu plus de 200 mètres. Sa hauteur est problématique à déterminer car nous ne connaissons pas si d’éventuels dépôts de grèzes ou des colluvions se situent sous le dépôt de travertin, et quelle est leur éventuelle épaisseur. On peut l’évaluer de façon globale à une dizaine de mètres. La longueur de ce bouchon peut être estimée au minimum à 500 mètres.

450Ce travertin présente toujours une sédimentation active de nos jours. Le ruisseau de la Sagne, qui disparaît presque à la fin de l’été, est entièrement canalisé dans le village, et c’est une véritable « ruelle encroûtée » que l’on peut remonter à pieds quasi secs (photo 3-4) !

451Les analyses hydrochimiques que nous avons pratiquées sur ce petit cours d’eau montrent des eaux bicarbonatées-calciques très pures, mais moyennement minéralisées. Elles traduisent un quasi retour à l’équilibre de la saturation au niveau de la confluence, indicateur d’une intense activité de dépôt, plus en amont.

f) Le dépôt de La Pescalerie (vallée du Célé)

452Ce dépôt actuel est très petit, car il ne mesure en effet, que 10 mètres sur 3,50 m de hauteur. Il est composé de grandes « pendeloques » de mousses sur lesquelles sont fixées des algues vertes. Ce système est accolé à un petit bassin de retenue, issu de l’exhaussement de la source lors de la mise en place du moulin. Ces dépôts sont donc dérivés directement de ce petit barrage artificiel. Les organismes incrustants exploitent la minéralisation des eaux qui entretient encore une sédimentation faiblement active. Elle est plus le fait de l’auto-entretien qu’exerce la chute d’eau sur le dépôt, favorisant le dégazage en gaz carbonique et augmentant la saturation des eaux en carbonates.

g) Les dépôts de Larnagol et de Lestang (vallée du Lot)

453La petite vallée qui débouche dans la vallée du Lot au niveau du petit hameau des Trinquades peut être considérée comme l’un des plus importants systèmes de dépôt du Causse de Gramat. Ce n’est pas tant la taille qui crée cette importance, mais plutôt la grande concentration de dépôts dans une si petite vallée : 3 dépôts importants en moins de deux kilomètres.

454Tout d’abord, au niveau du hameau des Trinquades, un bouchon travertineux de confluence repose ensuite sur un niveau alluvial du Lot (fig. 1-68). Ce bouchon a provoqué un remblaiement tourbeux et vraisemblablement travertino-palustre. Sa dimension est de l’ordre d’une dizaine de mètres. Ce dépôt repose directement sur des éboulis présents en grande quantité tout le long de la petite vallée. La largeur du vallon peut être estimée à une centaine de mètres. Nous ne pouvons pas préciser pour le moment la longueur de ce dépôt ancien, supérieure à 500 mètres. Il fait l’objet d’un sous-écoulement important puisque la source qui ressort ne tarit « jamais », aux dires du propriétaire présent sur les lieux depuis au moins cinquante ans. Plus important, des cascades actuelles entretiennent une sédimentation très active, car dans ce même intervalle de temps, le front de chute a avancé de plus de deux mètres (photo 3-3 ) Ces chutes ont une hauteur approximative de 4 à 5 mètres et ont été exploitées par deux moulins.

Figure 1-68 : Dépôt de Larnagol (lieu dit « Les Trinquades ». vallée sèche de Larnagol. bassin du Lot).

455Dans la partie amont de la vallée, deux dépôts de morphologie et de taille différentes reposent sur d’importants éboulis. Ils proviennent tout deux de sources alignées vraisemblablement sur un joint imperméable :

  • le dépôt de la grotte est de taille assez restreinte (H : 12 m ; L : 50 m ; 1 : 70 m). Il provient d’une petite source en relation avec une cavité dont nous ne connaissons pas le développement, établie sur un joint de stratification. La forme en cône de ce dépôt est absolument unique en Périgord-Quercy et semble avoir moulé en quelque sorte un ancien petit cône d’éboulis. Ce dépôt présente en outre des faciès tout à fait particulier, notamment une séquence supérieure composée de limons et/ou d’argiles de couleur grisâtre dans laquelle s’intercalent des niveaux de cailloutis (apports de versant ; photo 2-8). Cette formation vraisemblablement très ancienne n'a pas pu être datée pour le moment ;

  • le dépôt des « deux peupliers » présente une forme et une structure plus classiques. Il est lié à une source plus importante, pénétrée sur plusieurs dizaines de mètres, semble-t’il. Les dimensions de ce travertin sont plus grandes (H : 15 m, L : 100 m, 1 : 100 m), mais restent modestes. De forme plutôt carrée, ce dépôt barre en partie la vallée, reposant sur les alluvions de cette dernière. La présence d’éboulis sous-jacents est fortement suspectée.

F) les dépôts de la vallée de la Lémance

456La principale richesse de cette vallée est d’avoir révélée de sites préhistoriques de premier ordre : Sauveterre, Roc Allan, le Martinet, Camp de Peyre, dont certains sont directement en relation avec un système karstique, et notamment des dépôts de tufs.

1°) Les grandes spécificités de cette vallée : une karstification sous couverture

457Le bassin de la Lémance se développe au contact des formations calcaires mésozoïques et des terrains tertiaires argilo-molassiques. Il est délimité à l’est par la terminaison méridionale de la faille de Saint Cyprien qui met en contact formations crétacées et jurassiques. Il butte au sud sur la vallée du Lot, qui sortant du Causse de Gramat, s’élargit de plus en plus dans le bassin de Fumel. A l’ouest, le passage entre les terrains tertiaires et secondaires s’effectue progressivement à partir d’une flexure qui marque la frontière entre ces deux formations. Enfin, au nord, ce bassin rentre en contact avec le plateau de la Bessède. Ce secteur de contact, recouvert d’une épaisse couche d’altérites argilo-sableuses, se comporte comme un « château d’eau ». En effet, le drainage y est centrifuge et alimente plusieurs bassins : la Nauze, la Couze, le Dropt et la Lémance.

458* L’importance des dolines de soutirage dans la morphologie de ce secteur : l’essentiel du bassin de Lémance est établi dans les formations calcaires crétacées. La karstification y est importante mais développe des formes de faible ampleur. Ces calcaires, tout comme en Périgord, sont recouverts par des altérites sur des épaisseurs parfois supérieures à 30 m. Cette karstification sous couverture se manifeste principalement par un karst à dolines de soutirage, de faibles dimensions, mais nombreuses. Cependant, certaines peuvent atteindre des dimensions plus conséquentes avec un diamètre d’un kilomètre pour une profondeur de 80 mètres en leur centre. Elles se répartissent en petits secteurs, exploitant la faiblesse des roches, la structure, la plus grande épaisseur des calcaires. Ces secteurs se situent principalement sur le haut bassin de la Lémance, à Blanquefort sur Briolance ou à Sauveterre la Lémance. D'ailleurs, la Lémance et son petit affluent la Briolance ont exploité ces dolines pour leur tracé, au niveau de leur bassin amont.

459Ces vallées sont séparées par un relief à buttes calcaires de type « pech ». Néanmoins, il présente moins de vigueur qu’en Périgord, notamment dans les bassins amont des vallées. Au contact des terrains jurassiques, ces buttes deviennent légèrement plus hautes et présentent à leur base d’importants dépôts de grèzes en liaison avec les horizons les plus gélifs de ces formations : Kimméridgien et Turonien inférieur (Ligérien).

460* Des paléokarsts tertiaires sous la forme d’épandages argilo-ferrugineux : Ce secteur présente également un paléokarst conséquent en relation avec une nappe d’épandage de sables et argiles ferrugineux (altération). Cet épandage est postérieur à celui que l’on retrouve plus au nord sur le Causse de Martel. Il a été piégé dans des dépressions karstiques qui se trouvent aujourd’hui en altitude, par inversion de relief. La relative richesse en fer de certaines de ces poches karstiques a donné lieu à une exploitation dans le secteur de Fumel.

461L’hydrologie de ce secteur reflète en quelque sorte les caractéristiques de ce karst de type périgourdin. La multiplication des drains provoque l’apparition de petites sources en relation avec les aquifères crétacés, principalement. Par contre, les grosses émergences, supérieures à 1 m3/s, sont à mettre en relation avec l’Aquifère Principal du Jurassique et se situent toutes sur la vallée du Lot (source bleue de Soturac, émergences de Lenclio et de Touzac).

2°) Les dépôts de ce secteur

462Il est fort probable que nombre de remblaiements de petites vallées de ce secteur doivent comporter une part non négligeable de niveaux travertineux. La présence de nombreuses sources moyennement minéralisées, d’importantes quantités d’éboulis et de grèzes offrent un cadre très proche de ce que l’on peut trouver dans d’autres secteurs du Périgord notamment, riches en dépôts, comme le secteur de la Vézère, par exemple.

a) Les dépôts de la Briolance (Blanquefort sur Briolance)

463Il s'agit ici d’un double dépôt en liaison avec une source incrustante de faible gabarit (fig. 1-70). Elle se situe au pied d’un versant taillé dans les calcaires sablo-marneux du Coniacien, dans la petite vallée de la Briolance, affluent de la Lémance. À la faveur d’un niveau plus marneux, cette source est légèrement perchée au dessus du fond de la vallée, provoquant une petite chute d'une hauteur moyenne de 6 mètres.

464Ce dépôt se compose d’un dépôt fossile de taille relativement restreinte (H : 6 m ; L : 300 m ; l : 10 m), reposant directement sur des éboulis. Il est séparé des formations plus actuelles par un banc calcaire coniacien. Le dépôt fossile présente principalement un tuf à mousses et à empreintes de végétaux très nombreuses. Des niveaux algaires plus compacts s’intercalent au sein de ces faciès à mousse. L’aspect rougeâtre de cette formation est due à une bonne proportion d’argiles. Dans l’ensemble, cette coupe est peu exploitable.

465Le tuf actuel provient d’une petite source qui ressort au même niveau que le haut du dépôt fossile (joint de stratification) et semble fonctionner toute l’année. Nous n’avons aucune indication sur sa minéralisation. Ce dépôt actuel est de plus petite taille (H : 6 m ; L : 100 m ; l : 10 m).

Figure 1-69 : dépôts de la Fontaine de Lestang (vallée sèche de Larnagol. bassin du Lot) (dépôts de la grotte (A) et des 2 peupliers (B).

Figure 1-70 : Dépôt de Briolance (vallée de la Lémance. bassin du Lot).

b) Le dépôt du Roc Allan

466Il ne s’agit pas d’un dépôt proprement dit mais d’un niveau tuffeux intercalé dans un remplissage d’un abri sous roche ayant livré des industries préhistoriques magdaléniennes et sauveterriennes, notamment. Une détermination palynologique a été pratiquée sur ce niveau [DIOT, 1990]. Cet abri est en relation avec une source incrustante présente non loin de là et particulièrement active, semble-t’il.

467En conclusion, et de façon très schématique, on peut distinguer deux grandes zones karstiques en Périgord-Quercy :

  • un ensemble de plateaux très karstifiés, articulé autour des causses de Gramat et de Martel (Tab. 1-2). La karstification est complète, y compris dans les petits causses périphériques à ces deux unités. Les modalités de circulation des eaux sont soumises essentiellement aux processus karstiques. Elles déterminent deux types de fluviokarsts, tantôt à dominante karstique (Ouysse-Alzou), tantôt à dominante fluviatile (Céou, Coly, par exemple). C’est également le secteur des grosses émergences karstiques. Ce premier ensemble abrite les principaux dépôts de tufs et de travertins actifs et fossiles : Saint Cernin de Larche, la Forge d’Ans, les formations de la Coly, de l’Ouysse-Alzou, de la Sagne, du Vers et du Larnagol ;

  • un ensemble de petites unités hydrologiques (source, vallée) dont le fonctionnement est plus fluviatile que dans l’ensemble précédent, mais qui comporte également une karstification discrète mais active. C’est le secteur des grosses émergences bloquées sur des accidents structuraux qu’exploite la karstification (vallée de l'Isle), des petites sources de fond de vallon, très souvent suspendues au dessus du niveau de base. C’est le secteur des zones tourbeuses en relation avec des bouchons travertineux : Les Eyzies, les formations de la vallée de la Vézère (le vallon Saint Raphaël, le Pas du Miroir), des systèmes de sources hérités (Beauregard, Sourzac) ou encore particulièrement actifs (Moulin Farfal dans le secteur de Cadouin, la Briolance sur le bassin de la Lémance).

1.3.2- LE CADRE CLIMATIQUE ET LES DIFFERENTES UNITES BIO-PEDOLOGIQUES

468Ce secteur, comme l’ensemble de l’Aquitaine, se situe à un carrefour d’influences climatiques, dont les conséquences se mesurent directement au travers des différentes unités bio-pédologiques.

A) Les différentes composantes du climat : un climat doux atlantique influencé par une certaine continentalité vers l’est

469La station météorologique de Gourdon occupe une place centrale en Périgord-Quercy et fait ressortir les grandes lignes de ce climat océanique soumis à des influences continentales. Elle résume bien les différentes influences : éloignement de la mer, influence de l’altitude, situation sur un plateau, etc.

Figure 1-71 : Données climatiques de la station météorologique de Gourdon (altitude de 264 m, bassin de la Dordogne).

1°) Les grandes tendances du climat

470Le climat du Sud-Ouest de la France est soumis de façon globale aux influences océaniques provenant de l’ouest. Le Périgord et le Quercy n’échappent pas à cette règle, ces deux régions présentant un climat océanique tempéré (Fig. 1-71).

471* Un double maxima de précipitations : la répartition des pluies reflète cette influence océanique avec un double maxima : un au printemps en mai-juin et un en novembre-décembre (période de référence : 1951-1980). Ils sont séparés par un minima, situé en juillet. Avec une pluviométrie moyenne proche de 900 mm, la station de Gourdon reflète cette tendance océanique, avec des valeurs mensuelles qui oscillent entre 62,1 mm et 87,7 mm de précipitations par mois. Ces précipitations se font essentiellement sous forme de pluies, le nombre de jours de chute de neige étant proche de 5 jours en moyenne et par an. Ces pluies se répartissent sur environ 164 jours.

472* Des températures parfois excessives en été : les températures reflètent également cette influence océanique, puisqu’aucune température moyenne mensuelle se situe en dessous de zéro. De même, aucune moyenne ne dépasse 20°C en été : maxima : 19,4°C en juillet, minima de 4,4°C en janvier. Ces moyennes masquent bien sûr des extrêmes, qui surviennent lors « d’accidents météorologiques » qui touchent généralement toute la France : très forte chaleur, grande gelée, etc. Ces « accidents » ont permis d’enregistrer des températures records de -17,9 °C en février 1956, et de 41,0°C en juillet 1998. Le nombre de jours de gelée ne dépasse pas 54 jours en moyenne.

473Il faut cependant nuancer ce schéma en fonction de l’altitude, pouvant influer sur les températures, notamment en hiver. L'altitude de la station de Gourdon est légèrement supérieure à 260 m. Il faut ajouter une seconde influence, que l’on peut qualifier de « méridionale » et qui se retrouve au niveau de la durée moyenne de l’ensoleillement, légèrement supérieure à 2000 heures par an.

Tableau 1-2 : Les principaux phénomènes karstiques en Périgord-Quercy.

Figure 1-72 : Pluviométrie et teneurs en sodium de sources et ruisseaux du Périgord-Quercy.

2°) Influence du relief et gradient climatique

474Ce schéma général ne peut pas répondre à toutes les nuances climatiques locales qui influent tant sur la dynamique travertineuse. Il faut y ajouter les facteurs d’exposition des versants qui jouent également un rôle prépondérant par l’importance de l’ensoleillement pour les bio-organismes incrustants. Sans parler de véritable influence orographique exercée sur les précipitions, la tendance est nette : de 650 mm en moyenne à l’ouest sur la vallée de l’Isle, on passe à plus de 1000 mm dans les secteurs de bas plateaux montagneux du Limousin occidental : 600 m d’altitude en moyenne sur la figure 1-72.

475Il existe tout d’abord une influence générale exercée par le relief sur les quantités de pluie tombant en Périgord-Quercy. En effet, d’ouest en est, l’altitude se relève progressivement en direction des contreforts du Massif Central. On peut parler de véritable « gradient » climatique, qui apparaît de façon très nette sur la figure 1-72. Il se retrouve surtout dans la composition des pluies qui tombent sur ce secteur du fait de l’éloignement par rapport à la mer : la vallée de l’Isle dans le secteur de Sourzac, se situe à environ 125 km de l’Océan Atlantique, alors que le point le plus à l’est se situe à plus de 250 km de la mer.

476Le marqueur idéal pour mesurer l’influence de la composition des précipitations sur le karst se situe au niveau des ions Na+ et Cl- (sodium et chlorure). Dès 1960, SCHOELLER avait montré qu’il existait un gradient sur les pluviométries affectant l’ouest de la Garonne, concernant l’ion chlorure : de 50 mg/1 au bord de la mer à 1,75 mg/1 d’ion chlorure, au bord de la Garonne. Ce gradient évolue également dans le temps, selon la saison, mais reste très variable d’un mois à l’autre.

477Cette distribution des chlorures et du sodium par l’eau de pluie doit se retrouver au sein des eaux karstiques. En Périgord-Quercy, les eaux sont principalement bicarbonatées-calciques. Leur évolution dans les nappes est donc soumise à la cinétique du système calco-carbonaté. Les ions chlorures et sodium exercent donc, de façon générale, une influence faible sur cette cinétique. Ils sont concentrés au niveau des nappes et peuvent participer, notamment pour le sodium, à des échanges cationiques au niveau de certaines argiles, par absorption d’ions sodium et restitution d’ions calcium. Dans ce secteur, ces échanges jouent un rôle plutôt faible dans la minéralisation des eaux karstiques, provenant quasi exclusivement de la dissolution des calcaires.

478Malgré la diversité des karsts et des remplissages qui affectent le Périgord-Quercy, il est possible de retrouver ce gradient dans la composition des eaux de sources et de ruisseaux de ce secteur. Pour ce faire, nous avons effectué une campagne hydrochimique de mesures lors de l’été 1996 (d’août à octobre) sur 28 points de notre secteur. Les analyses reportées sur la figure 1-72 concernent l’ion sodium, que nous avons mesure au spectromètre de flamme (appareil de grande précision). Elles sont exprimées en mé/1 (à multiplier par 22,98 pour obtenir des valeurs en mg/1). Précisons tout de suite que l’on obtient le même type de répartition si l’on reporte les valeurs de l’ion chlorure.

479Plusieurs constatations s’imposent. En effet, on enregistre bien une nette diminution générale des valeurs d’ouest en est au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la mer : de 0,44 mé/l sur la vallée de la Crempse, à 0,13 mé/l sur celle de la Couze de Saint Cernin ; pour ces deux points, les valeurs de l’ion chlorure donne respectivement 0,53 mé/1 et 0,12 mé/l.

480Cette diminution affecte tout autant les cours d’eau que les sources, indépendamment de leur système karstique d’origine.

481Si l’on compare les valeurs de l’ion chlorure avec celles de SCHOELLER [1960], on constate une nette différence, soulignant que le gradient qu’il avait constaté à l’ouest de la Garonne, s’étend bien au-delà à l’est. Les valeurs de PELLEGRIN [1997] dans le secteur de Casteljaloux (Lot-et-Garonne) sont également plus élevées que sur notre terrain, entre 0,40 et 0,50 mé/l.

3°) Composition chimique moyenne des pluies

482Toutes ces constatations nous ont amené à travailler sur la composition de l’eau de pluie et ses variations non plus dans l’espace mais dans le temps, à l’échelle des saisons. Mesurer l’eau de pluie pose de nombreux problèmes techniques, de précision de mesures notamment. De plus, ce milieu faiblement minéralisé se charge très vite au contact des très nombreuses poussières présentes dans l’air. Elles sont responsables d’une partie des irrégularités de mesures.

483Les techniques employées sont très proches de celles employées lors de nos campagnes de mesures hydrochimiques.

484Nous ne rappellerons ici que les grands principes : température (thermomètre mercure précis à 0,1 °C), pH par spectrocolorimétrie, conductivité à 25°C (précis à l’unité), dureté totale (TH) et calcium par titration à l’EDTA (respectivement indicateur Merck et indicateur Patton & Reeder + KOH), teneur en magnésium calculée par différence entre les deux mesures précédentes, ion hydrogénocarbonate (HCO3) par titration à l’HCl (vert de bromocrésol-rouge de méthyle comme indicateur), ion chlorure au thiocyanate mercurique par spectrocolorimétrie, sulfates, nitrates et phosphates par spectrocolorimétrie également.

Tableau 1-3 : Composition chimique indicative de l’eau de pluie, en mg/l (altitude la station : 115 m, vallée de la Dordogne).

485Le sodium a été exceptionnellement estimé par calcul (impossible à effectuer en dehors d’un laboratoire) à partir des teneurs en chlorures. A partir de ces valeurs, il est possible de calculer également la teneur en NaCl (en mg/1), en multipliant la valeur des chlorures par 1,65 (HACH, 1987). La température a été prise directement dans les bacs de réception de l'eau, immédiatement après la fin de la pluie, ou pour la neige après léger réchauffement à l'air libre. L’ensemble des mesures a été fait dans un délai maximum de deux heures suivant le prélèvement.

486Les résultats portés au tableau 1-3 sont indicatifs, tant il est délicat de mesurer avec précision des teneurs aussi faibles. De plus, ce milieu de mesure, très pauvre, est par définition instable. Il a tendance à « hydrater » en quelque sorte tous les composés présents sous forme gazeuse et solide. Cette cinétique est d’autant plus rapide que le composé est facilement mis en solution, notamment la gaz carbonique. Il est à noter que les plus fortes valeurs de pH correspondent aux plus fortes valeurs de l’ion HCO3-, ce qui indique que ces deux séries de valeurs sont mesurées correctement.

487Quelques remarques ressortent de l’analyse de ce tableau. En premier lieu, c’est l’extrême variation des compositions en fonction de la saison, même s’il semble que l’on obtienne des eaux plus minéralisées au fur et à mesure que l’on progresse dans la saison chaude. Globalement, ces eaux sont peu chargées et donc aptes à absorber de grandes quantités de gaz carbonique au niveau des sols. On ne tiendra pas compte de la température qui varie beaucoup selon la saison. Le pH est le plus souvent proche de 6, ce qui dénote une légère acidité du milieu, alors que l’on pouvait s’attendre à des valeurs plus hautes, proches de 7. Les raisons de cette différence sont multiples et sont à rechercher principalement dans la cinétique du système gaz carbonique-carbonates-hydrogénocarbonates.

488En second lieu, tous les éléments ou presque que l’on retrouve dans les eaux karstiques se trouvent déjà en très petite quantité dans l’eau de pluie. Ils proviennent de l’évaporation de l’eau de mer qui emmène une infime partie des éléments qu’elle contient. Il faut donc en tenir compte pour tous ceux qui voudraient calculer des bilans d’entrée-sortie des éléments d’une nappe aquifère. A ce titre, les plus forts taux de chlorures mesurées dans l’eau de pluie émanent de précipitations provenant en droite ligne de l’Atlantique (trajectoire ouest nord-ouest), et les deux plus faibles taux de trajectoire sud, en provenance de Méditerranée. C’est la seule corrélation correcte que nous ayons enregistré lors de cette campagne. Enfin, il faut noter le pH légèrement plus bas de l’eau de fonte de neige, contenant une plus grande part de gaz carbonique non hydratée (très faible valeur de l’ion HCO3-). Cette faible hydratation du CO2 s’explique par la température très froide de l’échantillon.

489Nous avons mis en rappel les valeurs moyennes que MARCHET [1991] cite dans sa thèse. Même si ses mesures ont été faites au spectromètre d’absorption, les principales différences tiennent surtout à un plus long temps de stockage des eaux avant analyse. Ceci explique pour une bonne part l’écart important que l’on peut constater sur les valeurs de calcium, de sulfates et de nitrates. Ceci est délicat quand on base ensuite son étude sous la forme de bilans d’éléments ioniques en transit dans la nappe.

B) Diversité des unités bio-pédologiques

490Un certain nombre de travaux nous ont servi à effectuer une rapide classification des sols et des unités de végétation qui leur sont associées. Il s’agit des travaux d’ASTRUC [1992, 1994, 1996] et des différents auteurs des cartes géologiques du Périgord-Quercy. Nous nous sommes particulièrement appuyés sur la classification effectuée par PLATEL [1988], que nous avons complétée par d’autres travaux [LAVERGNE, 1962 ; DUCHAUFFOUR, 1965 ; BOURNAZEL, 1987, notamment].

491Globalement, et de façon très schématique, les grandes unités bio-pédologiques résultent de la nature des roches parentales. Ces dernières influent directement sur la mise en oeuvre et la nature des sols, qui influent à leur tour sur le couvert végétal. La topographie qui détermine très souvent le degré de saturation en eau des sols joue également un rôle prépondérant, en conjugaison avec la composition du sol. Les divers impacts anthropiques viennent ensuite parachever cette évolution naturelle, provoquant très souvent une dégradation des horizons du sol.

1°) Les sols épais du Lias

492Compte tenu de la nature très argileuse de la roche mère, les terrains du Lias donnent donc des sols très épais, profonds et riches en eau. C’est le secteur du Limargue qui se situe à l’est des grands causses. La plus forte altitude, 400 à 600 m, entraîne une pluviométrie plus élevée. De ce fait, on y trouve surtout une végétation de prairies et de type bocage (nombreuses haies), en rapport avec des activités d’élevage.

493Une partie du Limargue est composée des affleurements de calcaires du Domérien. Ils provoquent l’apparition de l’arbre symbole du causse : le chêne. Les sols présentent souvent des pH élevés, entre 6,5 et 7,8. Parfois, des sols rouges, en liaison avec des altérites plus siliceuses, amènent l’apparition d’espèces silicicoles comme le châtaignier, et la fougère, par exemple.

494Dans les secteurs plus marneux, les sols deviennent plus argileux, avec des pH nettement basiques, de 7,4 à 7,8, et généralement recouverts de prairies d’élevage.

2°) Les sols peu évolués des causses

495De façon globale, les sols des grands causses quercynois sont peu évolués. Ce sont souvent des sols bruns calciques peu épais, à pH nettement basiques. Très souvent, ces sols ont été épierrés par l’homme et enrichies avec des argiles de décalcification. Ils sont alors entièrement dévolus aux cultures régionales : céréales, vergers, éventuellement vignes sur certains coteaux.

496Des sols plus rocailleux et plus arides sont en relation avec des calcaires micritiques ou brèchiques, très pauvres en argiles. Ils donnent la plupart du temps, des zones arides, pauvres en végétation. Ce sont des paysages de lapiaz et de dolines qui, abritent encore parfois de maigres cultures, en fond de dolines. Ils sont le plus souvent dévolus à l’élevage.

497L’apparition de terrains plus marneux comme le Kimméridgien notamment, provoque une plus grande humidité des sols qui abritent alors cultures et boisements. Ces boisements s’articulent autour du chêne pubescent auxquels se mêlent le genévrier, le robinier et l’érable.

3°) Diversité des unités du Crétacé

498Schématiquement, on peut diviser cette zone des calcaires crétacés en deux unités bio-pédologiques, en fonction des modalités d’écoulement des eaux :

  • dans les secteurs à forte pente, on obtient très souvent des rendzines superficielles, riches en éléments calcaires. Ces rendzines deviennent plus humifères lorsqu’elles se situent sous forêt. Selon la nature des calcaires, et dans les cas extrêmes, on aboutit à des régosols recouverts de landes ou de pelouses ;

  • dans les secteurs de pente plus faible (<à 25 %), et pour des calcaires relativement durs et pauvres en argiles (Turonien, et une partie du Coniacien), se développent des sols bruns calciques (terres de Groies), que l’on retrouve également plus au nord, en Charentes, par exemple. Ces terrains prennent un caractère plus fersiallitique, de couleur brun-rouge), dans les secteurs plus secs : sommets d’interfluves, de plateaux, etc. Dans tous ces secteurs, la végétation s’articule autour du cortège de la chênaie pubescente, en boisements plus ou moins compactes.

499Au fur et à mesure que la proportion d’argiles augmente, comme les calcaires du Campanien, et une partie du Coniacien, ou en présence de calcaires plus crayeux (une partie du Turonien, le Santonien), les sols deviennent de plus en plus épais avec apparition de la smectite notamment. Ce sont des sols bruns eutrophes et vertiques, au niveau nutritionnel élevé, facilement reconnaissables en saison sèche, en surface, par leur réseau polygonale de fentes de dessiccation. Leur anthropisation (amendement calcaire, notamment), provoque l'apparition de rendzines secondaires rouges, brunes (sur les terres de Groies), voire grises. On y retrouve la chênaie pubescente, ainsi que la chênaie sessiliflore et la hêtraie dans les secteurs de sols plus épais. Ces zones présentent généralement une flore très riche, mais très souvent dégradée, que l’on ne retrouve plus à l’état naturel en Périgord-Quercy.

4°) Des sols acides en relation avec les altérites mésozoïques

500Rappelons que ces altérites sont en règle générale de nature siliceuse (sables, argiles). Sur les altérites les plus siliceuses, on peut aboutir à des sols présentant des pH très bas (<5), et à faible capacité d’échange.

501* Sur les altérites formées aux dépens des roches crétacées, on obtient une zonation des sols en fonction de la situation topographique : des sols bruns acides à mull acide sur les bas de versant, des sols bruns acides à moder en haut de versant et sur les plateaux. Les premiers se signalent par une végétation acidophile de type chênaie sessiliflore. Elle s’accompagne également du charme, du noisetier, avec le houx et des espèces de fougères. On retrouve également la chênaie dans le second cas en association avec la bruyère, notamment. Au sud de Périgueux, d’autres espèces silicoles accompagnent cette série, notamment le châtaignier, les pins maritimes et le chêne tauzin. Le pin maritime prend de plus en plus d’importance au fur et à mesure que l’on se dirige vers le sud du secteur, notamment sur le Causse Vert, dans le Sarladais, et en Bouriane de façon générale.

502* Sur les altérites de transport comme les sables grossiers, les graviers, les galets, se développent des sols bruns acides à micropodzol et des sols podzoliques. La signature de la végétation y est encore plus nette, composée principalement de résineux avec un renforcement de la présence du Pin. Cette végétation a accentué un peu plus l’appauvrissement du profil et a dégradé les rares argiles existantes. On obtient très vite un sol à texture très grossière et à faible potentiel agricole. Cette végétation repose essentiellement sur le pin maritime et la lande (bruyère). les fougères.

5) Les sols limono-argileux des fonds de vallée

503Là aussi, de façon schématique, nous séparerons les milieux « secs » des milieux « humides ».

504Les colluvions récentes donnent généralement des sols eutrophes à pH légèrement acide (pH = 6) en relation avec des matériaux argilo-calcaires. Ces sols deviennent mésotrophes sur des matériaux plus siliceux (pH inférieur ou égal à 5). Sur les matériaux les plus siliceux, ce sont alors des pseudogleys. Les terrasses graveleuses : limons, sables, graviers, galets et autre matériau non calcaire, des grandes rivières du Périgord-Quercy. donnent des sols relativement acides, voire des gleys sur les matériaux les plus fins. Très souvent, ces secteurs ne présentent plus de végétation naturelle, notamment sur les colluvions calcaires. Ce sont des secteurs de grandes cultures. De même, sur les grandes terrasses des principales vallées du Périgord-Quercy, on trouxe les principales cultures développées dans la région : le mais, le tabac, le blé et les cultures fourragères. La proximité d'une eau abondante a permis l’intensification des modes culturaux, provoquant localement des problèmes de pollution. La présence d’arbres y est cependant très fréquente, sous la forme de boisements anthropiques, notamment le noyer, les arbres fruitiers, et le peuplier.

505Dans les secteurs les plus humides, la nature des sols change complètement. Ce sont des sols limono-argileux. parfois tuffacés à proximité des exutoires karstiques. et des tourbes calciques, très riches en matière organique, souvent supérieure à 50 %. Leur degré d'hydromorphie est élevé. C’est le secteur des fonds humides de vallées. Les rares secteurs non drainés présentent une végétation de reconquête de ces milieux « sauvages » par les plantes d’eau : carex, joncs. Malheureusement, très souvent, ces secteurs abritent des cultures ou des activités d’élevage, des piscicultures notamment, pouvant être le foyer de pollutions locales, voire au niveau d’un bassin entier quand ces établissements se multiplient : 9 piscicultures dans le bassin aval de la Beune, par exemple.

1.4 - CONCLUSION

506Les travertins s’intégrent au sein des deux ensembles karstiques régionaux selon des modalités différentes. En effet, tantôt ils se placent à l’extrême aval des systèmes karstiques, avec des dépôts de type source, tantôt ils sont partie prenante du système karstique (fluviokarst) et n’en représente alors qu’un maillon (dépôts de type vallée). Ces deux grands ensembles recoupent de façon plus ou moins parfaite les deux unités régionales que sont le Périgord d’un côté, et le Quercy de l’autre. Ils stigmatisent en quelque sorte deux modalités de circulations de l’eau bien distinctes :

507* Même si dans l’ensemble, il tombe un peu moins d’eau en Périgord qu’en Quercy, la karstification y est encore très active, soulignée par l’importante minéralisation moyenne des eaux de ce secteur :

508- bien souvent, ces précipitations légèrement acides rentrent en contact avec la première interface, celle du sol/végétation. Des boisements encore assez denses et des sols développés permettent une acidification des eaux, en rapport avec les composantes siliceuses des sols périgourdins, mais aussi avec les produits de décomposition biologiques. Ces eaux s’infiltrent ensuite très souvent dans un épais manteau d’altérites argilo-sableuses. Même si elle est méconnue, cette influence des altérites doit vraisemblablement amener une plus grande acidification des eaux d’infiltration ;

509- puis leur cheminement devient proprement karstique. Très souvent, le karst comporte un niveau déconnecté, héritage paléokarstique. Cette structure dont l’orientation peut être différente des modalités d’écoulement actuelles, favorise très souvent l’infiltration des eaux en profondeur. La karstification, au-dessus du niveau de base, des formations crétacées très hétérogènes, libère beaucoup de produits de décalcification, auxquels il faut rajouter les produits de soutirage, et qui ralentissent l’écoulement des eaux. Ces produits d’altération semblent se comporter comme une compresse humide et acide, à l’image des altérites, mais à une échelle plus locale (du conduit). C’est la multiplication de ces petits conduits et fissures obstrués qui représentent l’essentiel de l’activité du karst actuel et qui joue le rôle principal dans la minéralisation des eaux ;

510- les modalités de restitution des eaux en surface différent ensuite selon les bassins hydrologiques, en fonction de la structure de la lithologie et de la proximité du niveau de base. De cette manière, une première série de drains de petite taille peut se retrouver suspendue par blocage sur joint marneux, à l’image des sources de Cadouin, de Beauregard, d’Alles, et dans leur tentative pour rattraper le niveau de base, ont édifié des dépôts de tufs. Ils sont également en relation avec des conditions paléoclimatiques propices à ce type de dépôts, héritages morphoclimatiques récents. Ces petits karsts suspendus semblent déconnectés des nappes plus profondes, pour la majorité d’entre-eux.

511Cependant, la plupart des principales sources du Périgord proviennent bien de nappes, en relation avec des accidents structuraux : synclinal, flexure à l’image de la source des Moulinauds, par exemple, soit bloquées sur la couche imperméable du niveau de base : sources Sainte Marie, du Touron. Localement, elles peuvent prendre l’aspect d’une « vauclusienne » au sein des alluvions des grandes vallées, sans jamais atteindre de grande profondeur ;

512- ces eaux rentrent en contact avec d’autres formations de versants comme les grèzes et les colluvions. Ces formations ont un lien étroit avec les dépôts de tufs, dont on peut supposer qu’elles servent à la fois de support à ces tufs, mais également qu’elles peuvent localement enrichir certaines eaux d’infiltration et favoriser leur saturation en carbonates. De plus, dépôts de tufs et de grèzes se sont combinés pour former des remblaiements de tourbes dans les affluents secondaires des grandes rivières périgourdines, indépendamment de leur taille. Ce système a fonctionné en dépôt (encroûtement)/remblaiement (tourbes). Cette interaction grèzes/tufs souligne une étape fondamentale dans la morphogenèse récente, pléistocène et surtout holocène. Elle a permis en outre le maintien en surface des circulations d’eau, et donne au karst périgourdin sa principale caractéristique, celle d’un fluviokarst encore actif, tant au niveau fluviatile que karstique.

513* Les modalités de circulation des eaux dans les Causses quercynois sont tout autre. Même si l’on retrouve certaines similitudes avec le Périgord, avec l’importance des héritages paléokarstiques, les premières étapes d’infiltration différent véritablement :

514- de façon générale, des sols peu épais et une végétation plutôt maigre exercent une influence moins importante qu’en Périgord, même si les zones d’infiltration préférentielle des eaux se situent au niveau des dépressions du karst qui comportent souvent un sol plus épais. Néanmoins, le moteur de la karstification semble tenir plus ici à une plus grande solubilité des roches (Dogger), à un potentiel hydraulique plus important, qu’à un phénomène de compresse humide et acide. L’infiltration des eaux est guidée par la structure lithologique, qui favorise la verticalité des formes. L’absence de niveaux imperméables en surface permet la constitution d’aquifères importants, capables d’alimenter des circulations profondes. La nappe aquifère principale du Jurassique est responsable de l’alimentation des grandes émergences périphériques du Causse de Martel. En favorisant à long terme la pérennité de sources et de la karstification, elle est responsable indirectement des imposantes masses de travertins déposées par ces mêmes sources : Saint Cernin de Larche, la Doux de Coly.

515Sur le Causse de Gramat, la situation doit être rapportée aux différentes unités de drainage fluviokarstiques. Le karst favorise l’infiltration précoce des eaux, leur long temps de circulation sous terre, leur forte minéralisation, concourent à leur saturation en carbonates. On peut ici opposer très schématiquement l’influence des terrains de couverture en Périgord (acidification) et l’action des nappes phréatiques quercynoises, dans les processus de minéralisation des eaux ;

516- à la périphérie de ces deux grandes unités karstiques, de petits causses présentent une karstification que l’on peut qualifier de « mixte », c’est-à-dire où un autre acteur intervient. Il s’agit des terrains de recouvrement (altérites) pour les causses de la vallée du Céou, du Vers, et du Vert, ou de la présence d’un secteur amont imperméable : causses de Padirac et d’Autoire, notamment ;

517- les modalités exokarstiques de circulation des eaux se rapprochent de celles rencontrées en Périgord. Dans la mise en place des grands dépôts de type vallée, les travertins sont presque toujours en rapport avec des éboulis et des grèzes. L’alimentation karstique se fait au niveau des petites vallées et permet le maintien de bouchons travertineux et de secteurs tourbeux encore actifs, certes plus rares qu’en Périgord. De véritables résurgences vauclusiennes comme les Chartreux (-137 m) indiquent la possibilité de circulations profondes, et leur nature complexe est à mettre en relation avec la structure [TARRISSE, 1974], C’est également pour des raisons structurales que certaines grosses émergences peuvent être assimilées à des sources de débordement de la nappe principale du Jurassique : émergences de Touzac, de Soturac, etc.

Table des illustrations

Légende Figure 1-3 : Coupe géologique schématique des formations tertiaires et contact avec les terrains crétacés.
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Légende Photo 1-1 : Vue générale de la dépression de la Bouriane, dans le secteur de Gourdon.
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Légende Figure 1-4 : Coupes synthétiques des terrains crétacés (sondage de Saint Géry et synclinorium sarladais).
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Légende Figure 1-5 : Coupe géologique schématique du synclinorium sarladais et contact avec les terrains jurassiques (d’après MARCHAND, 1971).
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Légende Figure 1-6 : Lithostratigraphie des séries carbonatées des Causses du Quercy (d’après RENAULT, SIMON-COINÇON et ASTRUC, 1992).
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Légende Figure 1-7 : Coupe géologique simplifiée du contact du Causse de Martel avec le massif ancien, au niveau de la vallée de la Tourmente, (inspiré de BARRERE, 1965).
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Légende Figure 1-8 : Schéma morphostructural simplifié du contact des causses de Martel et de Gramat (partie nord) avec le Massif Central (inspiré de BARRERE, 1965).
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Légende Figure 1-9 : Coupe géologique simplifiée du nord ouest du Causse de Gramat au contact de la Bouriane (vallée du Céou), (inspirée de ASTRUC, 1990).
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Légende Figure 1-10 : Coupe géologique simplifiée de l’est du Causse de Gramat en contact avec le massif ancien, (inspirée de BARRERE, 1965).
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Légende Figure 1-11 : Schéma morphologique simplifié d’un méandre de la vallée de la Dordogne, (type cingle de Trémolat, inspiré de BARRERE, 1965).
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Légende Figure 1-12 : Schéma morphologique simplifié de la vallée de la Dordogne entre Souillac et Martel (méandres et haute terrasse alluviale).
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Légende Figure 1-13 : Encaissement progressif des vallées en Aquitaine et formations associées (alluvions de plateaux et terrasses alluviales) durant le Pléistocène (d'après TEXIER. in MARCHET. 1991).
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Légende Figure 1-14 : Niveaux d’alluvions étagés des principales rivières du Périgord-Quercy.
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Légende Figure 1-15 : Carte des formation tertiaires du Périgord-Querey (transport, altération, sédimentation).
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Légende Figure 1-16 : carte de localisation des principaux paléikarsts en Périgord-Quercy (d’après ASTRUC modifié).
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Légende Figure 1-17 : Schéma de l’ouvala de Berganty : exemple de karst complexe anté-crétacé, (d’après SIMON-COINÇON et ASTRUC, 1991).
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Légende Figure 1-18 : Exemple de paléokarst éocène : la cuvette de Lauzerte (exemple de cheminée de soutirage), (d’après ASTRUC, 1992).
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Légende Figure 1-19 : Schéma de la cuvette du Périé, Causse de Gramat, (d’après ASTRUC, 1992).
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Légende Figure 1-20 : Coupe de l’effondrement des Tuileries, Causse de Gramat (d’après ASTRUC, 1994).
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Légende Figure 1-21 : Interprétation hypothétique de l’évolution géomorphologique du bassin de Sarlat-Gourdon, (d’après SALOMON et ASTRUC, 1992).
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Légende Figure 1-22 : Blocs de grès quartzitiques ; coupe d’un secteur de la vallée du Céou, au sud de Gourdon. (d’après ASTRUC, 1988).
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Légende Figure 1-23 : Coupe de la carrière du Brétou, secteur de Fumel, (d’après DUBREUILH et PLATEL, 1980 ; in PLATEL, 1983).
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Légende Figure 1-24 : Coupe SW-NE de la formation de Saint Denis-Catus (argiles à graviers), (d’après ASTRUC, 1992).
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Légende Figure 1-25 : Coupe synthétique du Plateau de Bord, secteur de Domme, (d’après ASTRUC, 1992).
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Légende Figure 1-26 : Diagramme synthétique de répartition des âges de concrétions et de travertins, (d’après MAIRE, 1990).
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Légende Figure 1-27 : Diagramme synthétique de répartition des âges de travertins, (d’après MAIRE, 1990).
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Légende Tableau 1-1 : Typologie des faciès de grèzes et principaux mécanismes de formation (HOFFMANN, 1998 ; d’après les travaux de : TEXIER (1986) ; LINDSAY (1968), VAN STEIJN (1988), HETU (1991), in BERTRAN et al., (1995).
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Légende Figure 1-28 : Profil en coupe simplifié d’une vallée sèche fluvio-karstique : le canyon de l’Alzou, Causse de Gramat, (inspiré de CAVAILLE. 1974).
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Légende Figure 1-29 : Exemple de vallée sèche à fonctionnement karstique : l’Oeil de la Doue, Causse de Martel (inspiré de CAVAILLE. 1974).
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Légende Figure 1-30 : Schéma de localisation des principaux phénomènes karstiques de la moyenne vallée de l’Isle.
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Légende Figure 1-31 : Coupe schématique du secteur de la source du Toulon, près de Périgueux, (d’après le rapport BURGEAP, modifié par PLATEL et al., 1989).
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Légende Figure 1-32 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée de l’Auvézère et du Blâme (Causse de Cubjac, HOFFMANN, 1998).
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Légende Figure 1-33 : Les travertins de Sourzac, (bassin de l’Isle).
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Légende Figure 1-34 : Les tufs du ruissseau souterrain de Devigne, (bassin de l’Isle).
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Légende Figure 1-35 : Les travertins de la Forge d’Ans, vallée du Blâme, (bassin de l’Auvézère).
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Légende Figure 1-36 : Les princiupaux phénomènes karstiques du causse de Martel
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Légende Figure 1-37 : Les principaux phénomènes karstiques du bassin d’effondrement de la Coly, (Causse de Martel ; HOFFMANN, 1998).
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Légende Figure 1-38 : Croquis schématique du double système travertineux de Saint Cernin de Larche (bassin de la Vézère).
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Légende Figure 1-39 : Etagement du dépôt de Laroche, Saint Cernin de Larche (bassin de la Vézère).
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Légende Figure 1-40 : Les tufs fossiles de Chasteaux, vallée de la Couze, (bassin de la Vézère).
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Légende Figure 1-41 : Croquis schématique des formations de la Coly, dans le secteur de Condat/Vézère.
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Légende Figure 1-42 : Croquis schématique du site de dépôt du travertin de Souillac, (bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-43 : Coupe schématique du site de dépôt du travertin de Souillac, (bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-44 : Les tufs de la source des Courtils, (vallée de la Dordogne).
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Légende Figure 1-45 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée de la Vézère.
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Légende Figure 1-46 : Schéma morphologique du travertin des Eyzies, (vallée de la Vézère).
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Légende Figure 1-47 : Coupe schématique des travertins des Eyzies, (vallée de la Vézère)
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Légende Figure 1-48 : Coupe schélatique des travertins fossiles des Géleries, (vallée de la Vézère, d’après LENZI, 1976).
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Légende Figure 1-49 : Les dépôts du Pas du Miroir, dans le secteur de La Roque Saint Christophe (vallée de la Vézère).
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Légende Figure 1-50 : Schéma du remplissage du vallon Saint Raphaël, (vallée de la Petite Beune, bassin de la Vézère. d’après MARCHAND, 1971).
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Légende Figure 1-51 : Les principaux phénomènes karstiques du plateau de la Bessède et du secteur de confluence de la Dordogne-Vézère.
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Légende Figure 1-52 : Schéma et coupe du dépôt du Moulin Farfal, vallée du Bélingou, dans le secteur de Cadouin, (bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-53 : Dépôt du Moulin d’Alles, entre les cingles de Limeuil et de Trémolat, (vallée de la Dordogne).
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Légende Figure 1-54 : Dépôt de Beauregard, cingle de Limeuil, (vallée de la Dordogne).
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Légende Figure 1-55 : Les principaux phénomènes karstiques du Causse de Gramat et des petits causses périphériques, (bassins de la Dordogne et du Lot).
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Fichier image/, 492k
Légende Photo 1-2 : Vue générale sur le Causse de Gramat, dans la partie nord. A remarquer l’incision des vallées complètement asséchées aujourd’hui. (cliché : F. HOFFMANN).
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Légende Photo 1-3 : Canyon de l’Alzou : l’incision peut être évaluée à environ 150 m. On remarque bien les versants à corniche bathoniens, et l’importance des grèzes au pied de la corniche (cliché : F. HOFFMANN).
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Légende Figure 1-56 : Les principaux phenomenes karstiques de la vallée de l’Ouysse et de l’Alzou (Causse de Gramat).
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Légende Figure 1-57 : Schéma du gouffre et de la rivière souterraine de Padirac (partie accessible aux touristes, résurgence à la Fontaine Saint Georges, bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-58 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée du Céou (ouest du Causse de Gramat).
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Légende Figure 1-59 : Les principaux phénomènes karstiques de la vallée du Vers (Causse de Gramat).
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Légende Photo 1-4 : Falaises calcaires bathoniennes. Hauteur approximative : 60 m. Diamètre du conduit : 3 m (cliché : F. HOFFMANN).
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Légende Photo 1-5 : Réseau souterrain de Bouzic, partie active. Ce réseau, exploré sur près de 9880 m, est le plus long du Périgord (cliché : J.F. LEYGONIE).
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Fichier image/, 388k
Légende Figure 1-60 : Les principaux phénomènes karstiques du Causse de Gramat sud et Saint Chels.
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Légende Figure 1-61 : Dépôt de tufs de la source de Bouzic (vallée du Céou, bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-62 : Dépôt de la reculée d’Autoire (vallée de la Bave, bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-63 : Les dépôts du système triple de Gintrac, (Gintrac. Mourèze. Taillefer ; bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-64 : Coupe schématique des sites des dépôts de Gintrac et de Taillefer, (bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-65 : Les tufs des sources du Caillon (bassin de la Dordogne).
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Légende Figure 1-66 : Dépôt de Pont du Vers (vallée du Vers, bassin du Lot).
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Légende Figure 1-67 : Dépôt de Cabrerets (vallée de la Sagne. bassin du Célé).
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Légende Figure 1-68 : Dépôt de Larnagol (lieu dit « Les Trinquades ». vallée sèche de Larnagol. bassin du Lot).
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Légende Figure 1-69 : dépôts de la Fontaine de Lestang (vallée sèche de Larnagol. bassin du Lot) (dépôts de la grotte (A) et des 2 peupliers (B).
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Légende Figure 1-70 : Dépôt de Briolance (vallée de la Lémance. bassin du Lot).
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Légende Figure 1-71 : Données climatiques de la station météorologique de Gourdon (altitude de 264 m, bassin de la Dordogne).
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Légende Tableau 1-2 : Les principaux phénomènes karstiques en Périgord-Quercy.
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Légende Figure 1-72 : Pluviométrie et teneurs en sodium de sources et ruisseaux du Périgord-Quercy.
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Légende Tableau 1-3 : Composition chimique indicative de l’eau de pluie, en mg/l (altitude la station : 115 m, vallée de la Dordogne).
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 2005

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