Je tiens à remercier tout particulièrement Nicole Limondin-Lozouet pour son aide dans la préparation de cet article, ainsi que Jean Sommé et Catherine Ferrier, pour la relecture de cet article et leurs remarques tout à fait pertinentes.
1Les travertins sont de remarquables enregistreurs d’indications paléoenvironnementales et permettent de mieux caractériser les milieux et leur fonctionnement passé. Le Périgord et le Quercy sont deux régions karstiques du sud ouest de la France particulièrement riches en dépôts travertineux, notamment dans les secteurs des trois Causses de Martel, de Gramat et de Limogne (fig. 1). Deux périodes de formation des dépôts ressortent tout particulièrement : le Pléistocène et notamment l’interglaciaire Riss-Würm, et l’Holocène. Les formations les plus importantes semblent concerner tout particulièrement le Riss-Würm. En effet, plusieurs séquences se rattachent à cette période (Saint Cernin de Larche, Souillac) et d’autres pourraient lui être attribuées, notamment St Pierre Livron.
Fig. 1 : Localisation des trois causses du Quercy.
2De façon rapide, on peut séparer les formations travertineuses en deux grands domaines : les dépôts de source et les formations de vallée (fig. 2).
3- Les dépôts de source sont des formations qui se mettent en place directement au contact des exutoires karstiques. La modification des paramètres physico-chimiques et l’action d’organismes bioincrustants sont responsables de l’édification de ces dépôts. D’autres formations associées à cette première catégorie peuvent se former un peu plus loin car l’eau peut conserver ces potentialités incrustantes ; Fabre (1986) leur donne le nom de « source-talweg ». Enfin, il est possible d’y adjoindre un type mixte pour des formations plus complexes dans leur organisation, associant des dépôts de source et de source-talweg, pour des travertins de plus grande taille. C’est le cas notamment des dépôts de Saint Cernin de Larche, composés de deux dépôts de source (le Soulier et Laroche) et d’un système de source-talweg (Laroche) ayant livré une malacofaune relativement réduite (Hoffmann, 2005).
4- Les dépôts de fond de vallée regroupent des formations sédimentaires beaucoup plus variées et sont en général de taille plus importante que celle des dépôts de source. Deux grands types de système de dépôt peuvent se présenter : d’une part, la forme la plus fréquente est celle d’un « bouchon travertineux » situé à l’aval de la vallée et responsable d’un exhaussement du niveau de l’eau et d’un remblaiement de type tourbeux, et/ou lacustre. D’autre part, il peut s’agir de dépôts et d’encroûtements qui se forment tout au long de la vallée, situation très fréquente en zone karstique. Dans certains cas, ces dépôts peuvent se visiter à pied ferme du fait de l’important assèchement estival de certaines vallées fluviokarstiques du Périgord ou du Quercy, comme celle du Céou (Hoffmann, 2005). Des formations d’organisation plus complexe peuvent être regroupées là aussi au sein d’un type mixte, associant dans l’espace les deux types précédents ainsi que des dépôts de source. Dans tous les cas, la diversité des dépôts engendrés appelle le terme de formation, mêlant à la fois des encroûtements mais aussi des dépôts de remblaiement. Ils contiennent très souvent une information paléoenvironnementale plus riche que dans le cas des dépôts de source. Notamment, ils peuvent contenir une malacofaune parfois très riche et très diversifiée, comme c’est le cas pour les formations de Condat sur la vallée de la Coly ou à la Forge d’Ans (Preece et al., 1986 ; Hoffmann, 2005).
Fig. 2 : Localisation des principaux dépôts de travertins de type vallée et de type source en Périgord-Quercy.
5Plusieurs angles d’analyse peuvent être envisagés lors de l’étude des dépôts de travertins :
6-en première approche, la géomorphologie, en s’attaquant à la géométrie des dépôts et à leur cadre, permet de reconstituer les différentes étapes de mise en place des travertins. Elle est d’un grand secours lors de l’étude des dépôts de grande taille comme dans le cas de Saint Cernin de Larche. La prise en compte des paramètres externes (fonctionnement karstique, dépôts de grèzes) est fondamentale pour bien comprendre cette mise en place. Cette approche géomorphologique sert également à mieux intégrer les éléments externes du dépôt. Par exemple, elle prend en compte le positionnement des dépôts par rapport aux terrasses alluviales. C’est souvent par ce biais, même si l’exercice reste délicat, que l’on peut proposer une estimation du calage chronologique relatif en l’absence de datations absolues.
7Cette approche sert également à prendre en compte l’étagement des niveaux travertineux, notamment pour les dépôts les plus importants et leur rapport avec des phases d’érosion et d’encaissement des cours d’eau. Enfin, l’analyse fréquente du perchement des sources karstiques par rapport aux drains principaux est un élément important de l’analyse géomorphologique ;
8-les calcimétries fines apportent une information sur les conditions de dépôt et surtout de diagenèse des formations carbonatées (Hoffmann, 2005). En effet, il est fréquent que les dépôts carbonatés, une fois exondés, perdent une partie de leurs carbonates, qui peut être soit redistribuée dans la masse, soit exportée. Cette approche est à coupler avec l’analyse des lames minces pétrographiques. Cette méthode est basée sur la mise en solution des éléments carbonatés contenus dans les sédiments, la détermination des résidus non solubles dans HCl (RNS) et les proportions des éléments Ca et Mg (Hoffmann & Pellegrin, 1997). Il est possible de tirer un certain nombre d’informations par rapport à ces calcimétries, notamment l’indication du vieillissement plus ou moins important de la coupe (Hoffmann, 2005). Il semble que l’on constate également un plus grand détritisme dans les formations travertineuses de vallée, par rapport aux dépôts de source. De même, les sédiments issus de dépôts algo-bactériens n’ont pas la même composition (teneur en insolubles ou richesse en magnésium) que ceux d’origine bryophytique ;
9-l’étude de la malacofaune est d’un grand apport pour la connaissance et la reconstitution des paléoenvironnements. Elle permet souvent d’affiner et de préciser les ambiances paléoclimatiques. A ce titre, deux formations travertineuses semblent prometteuses : il s’agit du dépôt de Condat sur la vallée de la Coly et du remblaiement d’arrière barrage de la Forge d’Ans sur la vallée du Blâme, affluent de l’Auvézère.
10De même, l’analyse palynologique apporte une information précieuse sur la caractérisation des paléoenvironnements fluviatiles, ripicoles et externes au site du travertin. Elle donne souvent de meilleurs résultats sur les remblaiements tourbeux associés aux bouchons travertineux. Ces remblaiements offrent en général de meilleures conditions d’enregistrement et de conservation des pollens, par rapport aux zones travertineuses proprement dites, et particulièrement les domaines de chutes d’eau. Dans ces derniers, le risque d’oxydation des pollens et surtout leur non stockage peuvent être fréquents (Diot, comm. orale) ;
11-enfin les datations Uranium/Thorium permettent de préciser le cadre chronologique : les travertins posent des problèmes de datation (notamment qualité des sédiments datés) et il n’est pas toujours possible de disposer de matériaux (charbon, matériel archéologique, autres…) pour affiner ces datations.
12Il est possible de reconstituer une chronologie de la période récente du Pléistocène et de l’Holocène et d’y reporter les principales séquences travertineuses. A partir des datations effectuées et exploitables, (sur 7 datations Uranium/Thorium effectuées par le CERAK – Centre d’Etudes et de Recherches Appliquées au Karst de Liège – 3 seulement sont réellement exploitables), on peut alors indiquer les différentes phases de formation des dépôts (tab. 1). Ces datations ont été effectuées pour l’essentiel sur des niveaux travertineux de type « stromatolithique » ou des faciès à mousse indurés. On a fait figurer en trait continu les périodes avérées de fonctionnement des dépôts et en tiret les hypothèses. Sont mentionnés également les principaux épisodes potentiels de formation des grèzes qui soulignent les épisodes climatiques les plus froids (Laville et al., 1983 ; Texier et al., 1983 ; Texier, 1986 ; Bertran et al., 1995). Nous renvoyons à Hoffmann (2005) pour le descriptif précis des différentes coupes et leur signification sur le plan sédimentologique.
Tab. 1 : Chronologie des différents dépôts de travertins et de grèzes en Périgord-Quercy.
13A ce jour, le plus vieux dépôt en relation avec une circulation karstique encore active provient donc du dépôt de Saint Cernin de Larche (fig. 2). Ce dépôt est double, en relation avec deux sources ayant fonctionné de façon synchrone. Elles drainent le même aquifère. Leur taille différente se retrouve dans les proportions respectives des deux dépôts associés. La plus grande a pu mettre en place 3 niveaux étagés de travertins, et ces derniers évoluent en type mixte dans les niveaux inférieurs, alors que la plus petite a édifié seulement 2 niveaux de travertins de type source uniquement.
14Des essais de datation sur ce niveau le plus haut, très altéré n’ont pas donné de résultats satisfaisants. Ce niveau, le plus haut de ce dépôt qui en compte trois (Hoffmann, 2005) pourrait avoir un âge rissien, compte tenu du fait que les niveaux les plus bas ont été datés (cf. infra). Dans une telle situation, soit il s’agit d’un épisode rissien plus chaud, soit cette formation date du grand interglaciaire Riss-Würm (fin du stade isotopique 6 et début du stade 5, vers – 140 k.a.). Cependant en l’absence de datation effective, il est difficile d’aller au-delà. Il n’est pas facile de reconstituer les tendances du contexte bioclimatique de cette époque, mais il semble, compte tenu des importantes masses déposées, que l’on se situe dans un contexte très favorable à la travertinisation. Ceci est souligné également par la fréquence des faciès à mousse (épisode brusque ?).
15La datation U/Th de bonne qualité effectuée sur le niveau 2 du dépôt de Saint Cernin de Larche indique un âge de – 65,1 k.a. (+1.6/–1.6), ce qui correspondrait à l’extrême fin de l’interglaciaire Riss-Würm et au début du Würm ancien. Cet épisode souligne des conditions relativement favorables avec d’importants faciès à mousse sur les deux dépôts de Saint Cernin. Dans le cadre où notre hypothèse serait correcte (équivalence des niveaux entre les deux dépôts), les données de la malacofaune (tab. 2) permettent de mieux caractériser cette période. Bien que ces données restent fragiles et limitées, cet épisode fait suite à une oscillation relativement froide (apport de versant sous forme de petits cailloutis anguleux, des grèzes), en voie d’amélioration et permettant le début d’une sédimentation carbonatée plus ou moins construite (pseudo-oolithes).
16Cette dernière renferme une malacofaune relativement réduite (tab. 2 : 325 individus identifiés sur 400). Cependant, les caractéristiques globales de cet assemblage traduisent des conditions fraîches, soulignées par la quasi-absence des espèces méditerranéennes et par la présence de Planogyra sororcula. Les groupes des mollusques mésophiles et palustres occupent un poids important. Le milieu qui semble le mieux correspondre à cette association est une forêt galerie de fond de vallée. L’ambiance générale semble assez sèche et froide. Cette impression est renforcée par la présence des espèces des milieux ouverts avec notamment Truncatellina sp., Vallonia et surtout Planogyra sororcula, que l’on ne trouve dans le sud-est de la France qu’au dessus de 1000 m d’altitude. La présence de cette dernière espèce souligne la grande fraîcheur des conditions générales, ainsi que le manque de végétation dans un contexte de sol dénudé. Le deuxième aspect important de cet assemblage est le poids occupé par les espèces aquatiques (près de 70 % des individus). La plupart sont en relation avec des milieux d’eau courante et fraîche, pouvant être caractérisés par de gros débits, et soumis à l’influence d’une grosse source proche (Porras, in Hoffmann, 2005).
17Il semble que l’on évolue ensuite vers des conditions beaucoup plus favorables, avec la mise en place de grands barrages travertineux à mousse qui provoquent une obturation de la vallée de la Couze (Raynal, 1979). Ceci est le signe d’une sédimentation relativement rapide et de bonne qualité. Il se peut alors qu’il existe un léger décalage entre la date et la mise en place de ces grands barrages. La raison en est simple : la datation a été faite sur la partie externe du dépôt, celle qui s’est mise en place en dernier. Or, il semble que ces grands barrages soient antérieurs à cette date, probablement interglaciaire. En résumé, on aurait donc d’abord
18l’interglaciaire proprement dit (aux alentours de – 100 k.a.), puis une oscillation froide, puis la mise en place des grands barrages du dépôt de Laroche, et enfin, la datation à – 65,1 k.a. du dépôt du Soulier.
19-La formation de Souillac est un dépôt complètement fossile vraisemblablement de type vallée. Il semble que ce travertin soit en relation avec le ruisseau de la Borrèze qui s’écoule maintenant à plus d’un kilomètre de là et en contrebas. La datation n’a pas donné de résultat satisfaisant. Son importante diagenèse, son perchement au dessus des vallées actuelles semblent indiquer un âge ancien, anté-holocène vraisemblable. Cette formation qui garde inscrite dans ces faciès une évolution positive (vers une richesse croissante en carbonates des sédiments), a donc de fortes chances de se situer dans une période favorable à la travertinisation, attestée par la très rare présence dans les dépôts périgourdins et quercynois, d’un faciès « stromatolithique » à lamines, bien induré. Les différents faciès à mousse que l’on retrouve après cet épisode central semblent souligner une relative dégénérescence des formes. Cependant, l’encaissement au début du “Würm ancien”, ou Glaciaireinférieur, de la Borrèze, a provoqué un “assèchement” vraisemblable par abandon du cours d’eau du lieu de la coupe. Ceci peut expliquer pourquoi les derniers épisodes ne manifestent pas de réelle forme de dégénérescence, car il semble que ce dépôt n’ait pas eu le temps de les enregistrer. Les causes de cet abandon par le cours d’eau de son ancien lit restent à déterminer dans le détail (assèchement d’origine hydroclimatique ? Obturation par des apports de versant importants formant un barrage ? Encaissementbrutal de lavalléede laDordogne et de ses affluents ?).
20-L’autre élément clé de cette chronologie avec les formations de Souillac et de Saint Cernin de Larche, est représenté par les datations radiocarbones (fragiles) de la formation de Condat sur Vézère, dans le secteur de la vallée de la Coly (entre – 41,7 k.a. et – 33 k.a. ; Preece et al., 1986). Il s’agit d’un dépôt de fond de vallée lié au ruisseau de la Coly et aujourd’hui perché au-dessus de la vallée actuelle. Compte-tenu des datations disponibles, cette séquence correspond à l’interstade würmien et au Glaciaire moyen. Ce dépôt a livré une malacofaune relativement abondante qui corrèle l’évolution des faciès sédimentaires, et qui souligne une évolution climatique positive, puis négative à la fin de l’interstade. Certains taxons indiquent des conditions particulièrement fraîches en début de coupe et un réchauffement progressif, beaucoup moins intense que lors du dernier interglaciaire. Il s’agit bien sûr de tendances. Cette séquence carbonatée repose directement sous un épisode gréseux (head), aux alentours de – 32 k.a. Ce dépôt de Condat est sans nul doute l’une des coupes les plus prometteuses à condition de pouvoir y réaliser des datations fiables. Son éventuel placement au sein du dernier interglaciaire n’est toutefois pas à exclure, compte tenu de la fragilité des datations.
21-Le dépôt de la Forge d’Ans est un ensemble de formation (travertins et remblaiement tourbeux) situé dans la vallée du Blâme, affluent de l’Auvézère. Bien qu’il ne soit pas daté radiochronologiquement, la séquence sédimentaire du dépôt de la Forge d’Ans pourrait se situer, soit au dernier interglaciaire, soit à l’interstade würmien. Le caractère beaucoup plus “chaud” de la malacofaune penche vers la première hypothèse. L’ampleur des formes, la très grande variabilité sédimentaire vont dans le même sens (épisode climatique à réchauffement important et contrasté), difficilement compatible avec la description faite précédemment de l’interstade. Mais il faut rester prudent, car il suffit d’une meilleure exposition pour augmenter les températures sur le site et créer des conditions refuges pouvant influencer la faune et la flore incrustantes (Porras, in Hoffmann, 2005).
22La malacofaune très abondante a permis de faire ressortir à la fois une grande diversité des espèces, liée à un milieu de rivière et de zones d’inondations temporaires. Dans l’ensemble, la faune est beaucoup plus riche que celle de Saint Cernin, avec près de 900 individus, dont 848 ont été identifiés (tab. 3). Près de 88 % des individus sont représentés par des espèces aquatiques soulignant l’origine primordiale de ces pseudooolithes, fortement liée à l’eau. La diversité des espèces est plus importante (39 espèces contre 21 pour le dépôt de Saint Cernin). L’assemblage faunistique démontre clairement un environnement plus chaud souligné par la présence de taxons méditerranéens. L’attachement de cette faune à la période interglaciaire semble relativement net. Les grandes espèces marqueurs du milieu aquatique sont les Bithynia ou les Lymnaea. Ces associations faunistiques semblent provenir d’un milieu de rivière et de zones d’inondations temporaires. Parmi ces assemblages on trouve notamment certains taxons caractéristiques des zones de transition entre l’eau et la rive comme Lymnaea, Succinea, Vitrea crystallina.
23D’autres assemblages semblent typiques des milieux de travertins de la bordure sud de la zone tempérée, incluant donc la zone méditerranéenne, marqués par le mélange des taxons atlantiques et méditerranéens : Pomatias elegans, Cepaea hortensis, Discus rotundatus (Magnin et al., 1991). La présence de taxons purement méditerranéens comme Monacha cantiana, Helicella, Candidula unifasciata, est plus difficile à interpréter. Elles peuvent souligner une certaine douceur des températures, mais le manque de références locales ne permet pas de les insérer avec certitude dans ces assemblages complexes. La présence de Vallonia, appartenant au milieu supra-méditerranéen indique un environnement relativement ouvert. L’attachement de cette faune à la période interglaciaire semble donc très probable, sans que l’on puisse pour l’instant aller plus loin dans la précision du cadre chronologique (Porras in Hoffmann, 2005).
Tab. 2 : Composition des faunes de mollusques du dépôt de Laroche (Saint Cernin de Larche) (modifié d’après Porras in Hoffmann, 2005).
Tab. 3 : Composition des faunes de mollusques du dépôt de la Forge d’Ans (modifié d’après Porras in Hoffmann, 2005).
24Il existe tout de même quelques dépôts importants dont l’âge peut être mis en rapport avec certitude avec l’Holocène.
25-Le dépôt de Sourzac est à souligner à la fois par l’originalité de sa forme, au contact de la vallée de l’Isle et par la caractérisation des différents épisodes de dépôt. C’est un beau cas d’école pour la compréhension des dépôts de type source. La source à l’origine de ce dépôt est encore active sur le plan des encroûtements. L’essentiel des faciès sédimentaires est lié à des faciès à mousse. Cette formation présente une séquence sédimentaire aux épisodes très contrastés, dont l’essentiel s’est mis en place entre – 9,2 k.a. et – 6,2 k.a., soit entre le Préboréal et l’Atlantique. Ces périodes correspondent également à un optimum sédimentaire en Provence (Magnin et al., 1988, 1991 ; Vaudour, 1994). La récurrence des faciès à mousse en rapport semble-t-il avec des fonctionnements brusques de l’endokarst (importance des insolubles), indique le lien très fort de cette formation avec le karst et le fonctionnement de la source. On peut essayer de mettre en relation les différents épisodes avec la chronologie de l’Holocène. Le premier faciès à mousse très détritique est antérieur à – 9,2 k.a. (+/– 0,9). Il est donc à la charnière du Tardiglaciaire et du Préboréal, soit Tardiglaciaire, si la date à – 9,2 k.a. est bonne. L’essentiel des épisodes sédimentaires se met en place entre le Boréal (faciès à mousse moins détritique) et l’Atlantique (faciès construit relativement homogène daté à –6,2 k.a. –0,4, +0,5). Enfin, un dernier épisode bryophytique se met en place soit à la fin de l’Atlantique, soit au Subboréal. Cet épisode est assez détritique et pourrait indiquer sous toute réserve le début d’une certaine dégénérescence des conditions de sédimentation. Ce dépôt demanderait très certainement des relevés de coupes beaucoup plus précis et une meilleure caractérisation paléoenvironnementale.
26-La formation travertineuse et tourbeuse des Beunes, dont la base est datée à 9,04 k.a. (+/– 0,06) présente une séquence sédimentaire complète, s’étendant du Préboréal jusqu’à l’Atlantique. Il s’agit d’un dépôt travertineux de vallée associée à un remblaiement tourbeux d’arrière barrage, qui peut dans certains secteurs dépasser les 15 m d’épaisseur et qui a pu recouvrir d’anciens foyers préhistoriques. La structure de ce remblaiement a été particulièrement bien caractérisée à la fois sur le plan sédimentologique mais également sur le plan palynologique par Donner (1969). Des chantiers de fouille d’urgence, liés à l’agrandissement du Musée nationale de Préhistoire des Eyzies, ont amené plus récemment une confirmation des grandes tendances paléoclimatiques indiquées par Donner. Notamment, des analyses palynologiques complémentaires (Detrain et al., 1996) ont mis en exergue l’enregistrement d’une amélioration climatique, marquée par la présence en nombre de pollens de feuillus et typique de l’Holocène dans sa partie récente.
27Trois dépôts concernent principalement le rebord est du Causse de Limogne, qui représente le causse le plus méridional des trois causses mineurs. Le rebord oriental est marqué par une cuesta formée par les calcaires du Bathonien et du Bajocien reposant sur les marnes toarciennes (fig. 3). Ce dispositif structural à faible pendage est propice au dégagement par l’érosion d’un relief de cuesta au pied de laquelle ressortent de nombreuses émergences karstiques et résurgences. Les marnes jouent le rôle d’imperméable et facilitent l’alignement des sources en pied de versant. Cette situation est donc propice à la travertinisation :
28-Multiplication des sources et des ruisseaux incrustants,
29-perchement de ces dernières du fait de l’encaissement de la Bonnette, affluent de l’Aveyron,
30-écoulements de type cascadant…
31Cette situation se retrouve d’ailleurs le long des trois rebords orientaux des trois causses mineurs : Martel, Gramat et Limogne.
32-Le plus important des trois dépôts se situe au niveau du village de St Pierre Livron. Il s’agit d’un dépôt de type source, dont les encroûtements sont encore particulièrement actifs. L’essentiel du dépôt se situe sous le village et l’église et consiste en une masse importante de plus d’une dizaine de mètres d’épaisseur de travertins. L’essentiel de cette masse est composé de plusieurs anciens fronts de cascades qui s’organisent en deux niveaux étagés. Très variés sur le plan sédimentologique, on constate la présence de faciès « stromatolithiques » bien indurés à plusieurs reprises, semblant sous-tendre des conditions de travertinisation anciennes particulièrement favorables. Là aussi, en l’absence de datation radiochronologique, on ne peut émettre que des hypothèses sur l’âge de ce dépôt. Il se peut qu’il y ait eu plusieurs périodes de fonctionnement, voire un fonctionnement continu du dépôt depuis le dernier Interglaciaire. Certains faciès semblent bien indurés et indiquer un optimum de sédimentation en relation avec cet interglaciaire. Sans nul doute, ce dépôt de St Pierre Livron représente un dépôt clé pour la compréhension de la mise en place du karst de ce secteur et de son évolution récente.
33-Le dépôt du Moulin Blanc à Lacapelle Livron est un dépôt de source aujourd’hui complètement fossile et en cours de démantèlement. La source incrustante responsable de ce dépôt a disparu. L’intérêt principal de ce dépôt est vraisemblablement son âge très ancien, révélé indirectement par l’importante diagenèse qu’il a subi. On a du mal à retrouver la structure et l’organisation du dépôt. On peut deviner cependant d’anciens faciès à mousse dont les vides ont aujourd’hui presque tous disparus. C’est sûrement le dépôt qui présente la diagenèse la plus poussée de tout ceux du Périgord-Quercy, sans qu’il soit aujourd’hui possible d’en préciser l’âge.
34-Le troisième dépôt est lié au ruisseau incrustant de la Gourgue, issu de la source du même nom. Il se situerait un peu plus au sud des deux autres formations précédemment citées. Ce dépôt est mentionné par la carte géologique (Astruc et al., 1998), mais nous n’avons pas pu le relocaliser avec précision.
35D’autres dépôts figurent dans ce secteur du Causse de Limogne qui semble particulièrement riches en formes karstiques, notamment au contact avec la vallée de l’Aveyron.
Fig. 3 : Localisation des principaux dépôts du Causse de Limogne (modifié d’après Clozier, 1978). 1 : Grès, argiles et dolomies du Permien et du Trias, 2 : Calcaires et marnes du Lias inférieur, 3 : Calcaires gréseux du Lias moyen, 4 : Argiles et marnes du Lias inférieur, 5 : Calcaires du Dogger.
36L’ensemble du Périgord-Quercy et particulièrement la zone des causses mineurs (Martel, Gramat, Limogne) se sont révélés particulièrement riches en dépôts de grande taille et/ou d’importance sur le plan géomorphologique. Notamment, il est intéressant de préciser que les principales formations travertineuses sont en relation directe avec un ensemble aquifère de première importance, recoupant les étages géologiques du Dogger et du Lias allant du Bathonien au Bajocien Toarcien. On enregistre alors en quelque sorte le fonctionnement plus ou moins continu de cet ensemble aquifère sur le plan hydrologique et karstique, avec comme première conséquence la fourniture de carbonates nécessaires à la travertinisation. Il est clair alors que ces différentes séries travertineuses périgourdines ou quercynoises se placent à l’interface entre fonctionnement karstique et conditions bioclimatiques. Leur analyse permet alors de préciser les conditions paléoenvironnementales de cette plateforme périgordo-quercynoise sur la période la plus récente du Pléistocène et de l’Holocène.
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