Contexte géologique du Richelais

Le Richelais de Touraine se trouve en domaine sédimentaire en bordure sud-ouest du Bassin parisien (Fig. II-3). Les couches sédimentaires qui constituent ces auréoles se sont formées en domaine marin au Jurassique supérieur, et au Crétacé supérieur. Durant l’Oxfordien, la sédimentation marine a donné successivement des matériaux marneux, puis plus calcaires et de nouveau marneux. Au Jurassique supérieur, à une période encore mal définie, la mer s’est retirée et au Crétacé inférieur la région émergée a été affectée par des processus d’altération météorique et d’érosion jusqu’au début du Crétacé supérieur. Dès lors, Chapitre II – Présentation de la région et du site d’étude 85 une nouvelle transgression marine au Cénomanien a permis la mise en place de dépôts sableux, puis marneux, et enfin crayeux. Des craies de plus en plus chargées en éléments détritiques (sables) se sont déposées dans la mer en Touraine, avec notamment au Turonien supérieur une instabilité tectonique des bordures sédimentaires du Bassin parisien qui a déstabilisé le régime sédimentaire. Au Sénonien, des sédiments crayeux à sableux, riches en accidents siliceux (silex ou cherts selon les secteurs), se sont mis en place jusqu’à l’émersion généralisée de la fin du Crétacé. A la fin du Crétacé et à l’Eocène, la région a été soumise à des conditions climatiques agressives, à tendance sub-tropicale. Des formations continentales ont alors été générées par altération météorique des formations crétacées (« argiles à silex » ; silicifications), mais également grâce aux apports détritiques fluviatiles depuis les massifs anciens (Massif Central et Massif Armoricain) situés en bordure (dépôt de galets, sables ou argiles). Par la suite, la surrection progressive de la Touraine avec le rejeu local de fractures hercyniennes réactivées par les mouvements pyrénéo-alpins a provoqué le creusement des vallées. C’est au Quaternaire essentiellement que le Richelais a acquis sa morphologie actuelle, et au Quaternaire récent (Pléistocène supérieur et Holocène) que se sont déposés les limons des plateaux d’origine éolienne, les formations colluviales et les alluvions en fond de vallées.

Lithologie et structure géologique du site d’étude et de la zone d’extrapolation

Le site d’étude et la zone d’extrapolation s’étendent en grande partie sur les formations turoniennes (Fig. II-4). La zone d’extrapolation couvre également des formations sénoniennes. Ces formations possèdent ici un léger pendage N. L’échelle de la carte (1 : 50 000 ; Alcaydé et al., 1989) ne permet malheureusement pas de préciser très en détail la présence de minces placages éocènes ou de formations superficielles, susceptibles de couvrir les formations crétacées en crête du versant.

– Le Turonien (C3) couvre environ les 2/3 de la surface du bassin du Quincampoix. Il est concordant avec les formations cénomaniennes et comporte trois faciès essentiellement carbonatés : o le Turonien inférieur (C3a) constitué d’une craie blanche à Inocérames disposée en bancs à minces interlits marneux. La craie est tendre, à grain fin, et relativement pauvre en quartz détritiques. La phase argileuse est dominée par la smectite, associée à de l’illite, et parfois à la kaolinite. On note parfois la présence de zéolite. o le Turonien moyen (C3b) formé de craie micacée blanchâtre, aussi appelée « tuffeau blanc ». Cette calcarénite légèrement piquetée de glauconie est plus ou moins cohérente, et inclut des bancs de craies plus tendres. On note la présence dans ce faciès d’opale CT et de clinoptilolite (zéolite), ainsi que de quartz, de muscovite et parfois de cherts siliceux. o le Turonien supérieur (C3c), ou « tuffeau jaune », est composé de calcarénites jaunâtres glauconieuses relativement épaisses et friables. Cette formation renferme des lentilles de sables détritiques et des grès à ciment calcaire ; des horizons silicifiés peuvent s’y intercaler également. La présence de glauconie sous forme de gros grains amène localement des colorations rougeâtres du faciès lorsque celui-ci est oxydé. La partie supérieure du Turonien contient une fraction détritique importante relativement aux carbonates. Elle est principalement composée de quartz, de muscovite et de bioclastes. – Le Sénonien (C4-6S) témoigne de l’augmentation des apports détritiques avec tout d’abord des sables quartzeux légèrement argileux et glauconieux où s’intercalent parfois des lits plus argileux. Ensuite, ce faciès laisse place à des argiles blanches sableuses à spongiaires et à lentilles graveleuses totalement dépourvues de carbonates. – L’Eocène détritique continental (e) recouvre localement les formations turoniennes ou sénoniennes. Il s’agit d’argiles sableuses, de grès quartzeux et de conglomérats à silex.  

Formations superficielles 

 Les limons des plateaux (LP) sont des dépôts éoliens (loess) du Quaternaire récent. Il s’agit de placages limono-argileux bruns, d’épaisseur décimétrique dépassant rarement un mètre, à teneur variable mais faible en sables et graviers, et situés localement sur les zones hautes du bassin. On trouve régulièrement à leur base un cailloutis peu épais (environ 10 cm) formé d’éléments millimétriques à centimétriques provenant du remaniement des matériaux sousjacents. – Les alluvions récentes (Fz) : elles recouvrent les formations marneuses du Cénomanien supérieur (C2b) en fond de vallée. Il s’agit, généralement de bas en haut, de graviers, sables et limons, avec localement des tourbes, déposés au Pléistocène supérieur (sables et graviers) et à l’Holocène (limon-argileux et tourbes) par le Quincampoix et le Négron. – Les colluvions récentes : la nature des colluvions dépend des formations qui les ont alimentées, parmi celles détaillées ci-dessus. Les colluvions ne sont pas représentées sur la carte géologique malgré leur présence évidente marquée par les banquettes agricoles. Il est vrai que l’échelle de la carte géologique (1 : 50 000) et la densité spatiale des observations ne sont pas adaptées à une représentation précise de ces formations très peu épaisses, peu étendues, et discontinues. L’objectif de cette étude, entre autres, est une meilleure définition de leur nature, de leur distribution spatiale, et des mécanismes de leur mise en place.

Géomorphologie du Richelais

 Le Richelais calcaire est constitué majoritairement de collines calcaires (formations du Turonien moyen C3b et supérieur C3c essentiellement) ondulant entre 80 m et 120 m d’altitude (Fig. II-5). Ces collines sont limitées au nord par la vallée de la Vienne, et au sud par la cuesta turonienne. Cette cuesta se dédouble à l’extrémité nord ouest de la zone, formant au nord du site d’étude les coteaux de Seuilly et de Cinais. Le front des cuestas est de forme irrégulière du fait de la variation de dureté des roches. A l’ouest, les formations calcaires sont progressivement recouvertes par des matériaux siliceux sénoniens ou éocènes (C4-6S et e ; Chapitre II – Présentation de la région et du site d’étude 90 Fig. II-6). Au sud-est, la confluence de la Creuse avec la Vienne marque la limite du Richelais. Les vallées de la Veude et du Négron ont entaillé les plateaux crayeux du sud au nord jusqu’au val de Vienne (Fig. II-5). Le revers des cuestas est irrégulièrement ondulé en collines car entaillé par plusieurs petits vallons ou vallées (Fig. II-6), dont celle du Quincampoix. L’incision de ces vallons peut localement atteindre les marnes cénomaniennes (C2b).

Topographie du site d’étude 

Le site d’étude est une portion de versant de pente orientée SSE, qui couvre une superficie de 16 ha. Il s’étend de haut en bas du versant sur une longueur de 750 m environ, et une largeur variant entre 100 m et 250 m. Bien que ses limites amont et aval soient proches de limites naturelles (crête et talweg), le site est entièrement délimité par des structures d’origine anthropique (routes et bordures de champs). L’altitude varie de 37 m à plus de 80 m (Fig. II-7a). La pente minimale est presque nulle, en crête et pied de versant. La pente maximale est d’environ 12 %, et la pente moyenne d’environ 5 %. Les variations de pente sont relativement progressives. Comme beaucoup de versants dans le Richelais, le relief est localement perturbé par des banquettes agricoles : on en dénombre trois nettes sur le site d’étude (notées L1, L2 et L3 sur la Fig. II-7a). De telles banquettes agricoles ont déjà été décrites en Europe et en Amérique du Nord (cf. Ch. I ; Fig. I-5). Morphologiquement, il s’agit d’une zone de diminution de la pente, en amont d’une bordure de parcelle, associée à une rupture de pente plus ou moins marquée en aval de la bordure (Fig. II-7b). Les banquettes agricoles ont été définies comme le résultat de l’accumulation progressive de sol en partie aval d’une parcelle, Chapitre II – Présentation de la région et du site d’étude 92 à l’amont de sa limite. Les banquettes rencontrées ici sont soit associées à des bordures entre deux parcelles cultivées (banquette L3), soit à une bordure séparant une parcelle en amont d’une route en aval (banquettes L1 et L2). La hauteur du front de ces figures morphologiques d’origine anthropique varie ici de quelques décimètres à plus de deux mètres, créant des ruptures de pente importantes dans le paysage. Ces trois banquettes principales découpent le site d’étude en quatre unités bien distinctes (notées de 1 à 4 sur la Figure II-7a).