Rôle de la couverture cénozoïque

A la fin du Crétacé supérieur, la sédimentation marine disparaît. Elle est alors relayée au Cénozoïque par une sédimentation détritique épicontinentale, en association avec d’importantes phases de réajustements (phases rhexistasiques), liées elles-mêmes aux mouvements tectoniques de soulèvement du socle du Massif central et plus tard des Pyrénées (Callot, 1976 ; Platel, 1989). L’altération superficielle et souterraine se poursuit tout au long du Paléocène.

1.5.1. Le décapage du Massif central

De l’Éocène au Miocène, une érosion intense du Massif central décape les plus hautes surfaces et induit de facto la formation d’une « pédiplaine ». La région est-charentaise, en position de piedmont par rapport au Massif central, est recouverte progressivement par une succession d’épandages détritiques (pédiments) qui l’envahissent en provenance du Massif central (Platel, 1989). Longtemps ces épandages ont été associés au « sidérolithique » (Daniou et Gourdon-Platel, 1977 ; Daniou, 1978, 1979,

du socle cristallin (graviers et gros galets sub-anguleux de gneiss, de micaschistes et de quartz) et des éléments de la plate-forme carbonatée (calcaire, dolomie et rognons de silex). Leur teinte ocre peut varier du rouge au noir en fonction de la présence d’oxydes de fer et de manganèse. La formation contient localement des pisolithes ferrugineux (Gourdon-Platel et Lambert, 1986-87) associés à un climat tropical humide à saisons très contrastées qui prévalaient alors dans la région nord-aquitaine. Ces formations allochtones résultent d’un mélange entre des argiles à silex qui proviennent de l’altération in situ des calcaires à silex bajociens et bathoniens et des épandages colluviaux et fluviatiles en provenance du Massif central. Les cartes géologiques sont assez imprécises quant à la caractérisation de ces formations, inclues dans les dépôts colluviaux, les dépôts détritiques tertiaires et plio-quaternaires.

La couverture tertiaire atteignait probablement une centaine de mètres d’épaisseur au niveau de Saint-Mary, Chasseneuil, Saint-Adjutory, Taponnat et Les Pins. Malgré une diminution de son épaisseur vers l’ouest, elle s’étendait jusqu’à l’ouest de La Rochefoucauld, sur la bordure orientale du plateau de la Braconne. Cette couverture tertiaire est encore visible aujourd’hui dans la partie orientale du karst de La Rochefoucauld. Elle repose en discordance sur les calcaires jurassiques et localement sur les marnes grises du Toarcien, les calcaires du Bajocien, du Bathonien et du Callovien.

1.5.2. Les cuirasses silico-ferrugineuses et la silicification du calcaire

Figure 8 - Calcaire silicifié et ferruginisé prélevé dans la carrière de Peusec (a). La surface rougeâtre montre le contact entre le calcaire silicifié (clair) et la pellicule externe ferrugineuse à goethite probable (b). Au microscope, entre la zone ferruginisé et le calcaire silicifié, on observe une petite cuirasse siliceuse intermédiaire formée par des grains de quartz cimentés par de la calcédoine (blanchâtre) (c-d-e).

calcaires. Les calcaires oolithiques silicifiés et ferruginisés sont la preuve de l’extension des formations paléoaltéritiques éocènes et oligocènes en Angoumois septentrional. En coupe (figure 8), on observe successivement une auréole ferruginisée, une petite cuirasse à grains de quartz cimenté par de la calcédoine et le calcaire silicifié.

Ce type de formation (Meyer, 1987) a été décrit ailleurs, dans les régions de l’Angoumois méridional (Daniou et Gourdon-Platel, 1977), du Périgord et du Quercy (Astruc, 1988 ; Simon-Coinçon et

al., 1997) ou encore dans le Bassin Parisien (Thiry et al., 2005). Le climat successivement chaud et

humide puis chaud et sec a favorisé la silicification des calcaires dans des paléo-dépressions comme sur le plateau de Domme en Périgord qui représente une inversion de relief.

1.5.3. Les contrecoups de l’orogenèse pyrénéenne et les mouvements distensifs L’orogenèse pyrénéenne semble avoir favorisé le rajeunissement des reliefs de la plate-forme carbonatée nord-aquitaine. Les mouvements distensifs datés du Mio-Pliocène ont permis le rejeu de certaines failles NW-SE enracinées dans le socle (faille de l’Echelle), mais aussi le soulèvement du horst de l’Arbre. Mais les différentes surfaces d’aplanissement ainsi que les épandages détritiques tertiaires ont nivelé en grande partie les accidents tectoniques.

Au Pliocène, les cours d’eau associés aux paléo-réseaux de drainages mésozoïques ont ouvert de larges artères à travers la couverture cénozoïque par surimposition. Les affluents de la Charente commencent à s’individualiser. Le Bandiat, la Tardoire et la Bonnieure se mettent progressivement en place. Les conditions climatiques très humides et les très faibles pentes des plaines alluviales favorisent la mise en place d’un delta au niveau de la confluence Bandiat – Tardoire (Enjalbert, 1947 ; Guillien, 1965). Les cours d’eau transportent une importante charge solide arrachée à partir des zones d’épandages et forment un cône alluvial en aval de La Rochefoucauld. Ce cône crée un barrage d’alluvions dans la vallée de la Tardoire à l’origine d’un paléo-lac (formation du Reuvérien, chap. 8). Les cours inférieurs de la vallée du Bandiat et de la Tardoire évoluent en bassin fermé. Ils fonctionnent alors en poljé. Lors des périodes humides, la montée des eaux provoque une mise en charge des réseaux endokarstiques. Le paléo-poljé fonctionne alors en perte-résurgence (Duplaix et Guillien, 1956, 1967). A l’inverse, en période plus sèche, le paléo-poljé fonctionne uniquement en perte, ou est totalement asséché. Donc, le paléo-poljé du Bandiat-Tardoire correspond à une ancienne vallée tertiaire qui a évolué en bassin fermé au cours de la surrection du Massif central. Les sables quartzeux, les grès siliceux et ferrugineux correspondent à d’anciennes formations alluviales mises en place pendant le creusement des vallées.

1.5.4. Le rôle des processus fluvio-karstiques quaternaires

Au Quaternaire, les formations détritiques tertiaires subissent une érosion intense. Les rivières recreusent leur lit jusqu'au substratum calcaire dont les terrasses étagées sont les témoins. Quatre niveaux ont été reconnus (Duplaix et Guillien, 1967 ; Duplaix, 1970 ; Bourgueil et al., 1970 ; Callot, 19975, 1976 ; Bambier et al., 1983 ; Hantzpergue et al., 1984 ; Floc’h et al., 1985 ; Le Pochat et al.,

rougeâtres contenant des galets quartzeux arrondis et roulés d’origine fluviatile. Les terrasses hautes (Fw, 25 à 35 m d’altitude relative) sont représentées par des formations d’argiles limono-sableuses rougeâtres et des graviers quartzeux et de gneiss. Plusieurs paléochenaux témoignent d’un réseau fluviatile complexe à méandres ou à tresses. Les terrasses moyennes (Fx, 10 à 25 m d’altitude relative) sont reconnaissables à leur couleur brunâtre, grisâtre ou jaunâtre. Elles sont constituées d’éléments grossiers pris dans une matrice sablo-argileuse. Enfin, les basses terrasses (Fy-z) sont constituées par une argile plastique rouge à beige-orangé emballant des galets de quartz et de calcaires. Des paléochenaux et des niveaux tourbeux y ont été reconnus.

Le décapage de la couverture tertiaire est tel que cette dernière a pratiquement disparu en certains endroits. En bordure des principaux cours d'eau, un alluvionnement important a permis l'édification des terrasses fluviatiles (Bandiat, Tardoire, Bonnieure), elles-mêmes contraintes par des petits cônes de déjection latéraux favorisant le développement ponctuel de marais et de petits étangs qui expliquent les niveaux tourbeux observés localement à St-Ajutory par exemple.

Les vallons fluvio-karstiques en partie comblés ont pu être étudiés grâce aux sondages de l’INRAP (Colonge et al., 2009). Les remplissages reconnus témoignent de phénomènes complexes et convergents liés à une crypto-corrosion, dont les témoins ont été reconnus sur l’interfluve Bandiat-Tardoire et à l’ouest de La Rochefoucauld et à une réactivation par soutirage des vallons fluvio-karstiques.

Enfin, les phénomènes périglaciaires se sont manifestés sur les formations calcaires sous la forme de dépôts de pente, les grèzes étudiées par Y. Guillien (1951) et de limons éoliens (Callot, 1975, 1976). A plusieurs endroits, la gélifraction se manifeste par un délitage du calcaire en fines plaquettes qui glissent sur les versants. Des coupes relevées vers Taponnat ont permis d’observer des dépôts de pente cryoturbés.

2. L’ALTERATION DE LA SERIE CARBONATEE