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Contribution à l'étude des formations superficielles de la boutonnière du Bélinois (Sarthe, France)

Jean-Pierre Larue et Thierry Govin
p. 121-132

Résumés

L'étude géomorphologique et sédimentologique permet de distinguer plusieurs formations superficielles conservées dans la boutonnière du Bélinois. Les sables fins inférieurs sont issus de l'altération des marno-calcaires jurassiques alors que les sables supérieurs proviennent des sables cénomaniens périphériques et ont été mis en place par le vent lors de la dernière phase froide du Quaternaire. Entre les deux formations, on trouve un horizon plus argileux d'origine pédologique et, localement, des colluvions sablo-argileuses. La rareté des formations superficielles sur les versants et dans le fond des vallons témoigne de l'efficacité du déblaiement par les cours d'eau lors des phases de creusement.

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Texte intégral

I - Introduction

1Située à une dizaine de kilomètres au sud-sud-est du Mans, la boutonnière du Bélinois (Fig. 1) s'individualise mieux par sa lithologie que par sa topographie en creux. Dessinant une amande de quinze kilomètres sur dix, les "terres franches" développées sur les marno-calcaires jurassiques s'opposent aux "sables à sapins" (J. BIENFAIT, 1954) du Cénomanien périphérique. "Bray mal venu" selon J. BIENFAIT (1954), le Bélinois correspond à un paysage de croupes et de larges vallées à fond plat, dont les altitudes oscillent entre 55 m et 85 m ; si les bordures dépassent 100 m à l'ouest et à l'est où se trouvent deux cuestas, elles ne présentent aucune dénivellation notable au nord et au sud (Fig. 2).

Figure 1 - Carte morphostructurale et de localisation.

Figure 1 - Carte morphostructurale et de localisation.

1 : marno-calcaires jurassiques du fond de la boutonnière. 2 : sables cénomaniens des bordures de la boutonnière. 3 : faille. 4 : cuesta cénomanienne du Bélinois. 5 : cuesta turonienne et butte témoin. 6 : escarpement de ligne de faille inverse. 7 : extension des formations superficielles dans le Bélinois. 8 : ligne de partage des eaux. 9 : vallée morte. 10 : butte tabulaire (yardang) d'érosion éolienne dans les sables cénomaniens. 11 : dune. 12 : moyenne terrasse (Fx) de la Sarthe. 13 : basse terrasse (Fy). 14 : plaine alluviale (Fz) de la Sarthe. 15 : lambeaux de glacis. 16 : altitude en mètres. 17 : tracé de la coupe géologique. 18 : forages et coupes.

Figure 2 - Coupe géologique ouest-est au droit de Saint-Ouen-en-Belin (d'après la carte géologique d'Écommoy au 1/50000).

Figure 2 - Coupe géologique ouest-est au droit de Saint-Ouen-en-Belin (d'après la carte géologique d'Écommoy au 1/50000).

Les formations superficielles ne sont pas représentées.

2Si la structure anticlinale et faillée est bien établie (J. BIENFAIT, 1954 ; C. KLEIN, 1973 et 1990 ; C. MÉGNIEN, 1980), les formations superficielles restent mal connues, rendant délicate la reconstitution de l'évolution morphodynamique quaternaire de la boutonnière. C'est pourquoi nous avons procédé à l'étude géomorphologique et sédimentologique des dépôts détritiques afin de distinguer les diverses formations d'âge et d'origine différents.

II - Des formations superficielles dont l'origine reste mal expliquée

3Très réduites sur les versants, les formations détritiques sont mieux développées au sommet des interfluves et en fond de vallées.

1 ) Au sommet des croupes

4Elles peuvent atteindre jusqu'à 4 m d'épaisseur comme à l'est de Laigné-en-Belin où des fondations nous ont permis d'observer le contact irrégulier entre les sables argileux et les marno-calcaires jurassiques. Mais le plus souvent elles se tiennent entre 0,50 et 1,70 m comme le signalent les cartes géologiques du Mans (P. JUIGNET et al., 1973) et d'Écommoy (J. MANIVIT et al., 1988).

5Plusieurs coupes et forages à la tarière à main dévoilent 4 principaux faciès (Fig. 3). Au sud de l'Oiselière, on trouve de haut en bas : 1,10 m de sables limoneux blonds, 0,90 m de sables argileux ocre-rouille correspondant à un horizon Bt, puis 1 m de sables fins ocre-beige incluant quelques concrétions calcaires en forme de boules pouvant atteindre 60 à 80 cm de diamètre, avant de rencontrer les marno-calcaires vers 3 m de profondeur. Aux Brosses, près de la bordure est, aux faciès précédents s'ajoute, entre les sables argileux de l'horizon Bt et les marno-calcaires altérés, un horizon de 40 à 50 cm de puissance, composé de sables plus grossiers.

Figure 3 - Lithostratigraphie des formations superficielles.

Figure 3 - Lithostratigraphie des formations superficielles.

A : coupe de l'Oiselière. B : coupe des Brosses.

6Ces dépôts détritiques ont été diversement interprétés :

  • J. BIENFAIT (1954) parle de sables "dont les nappes minces paraissent procéder de la poussée du vent de sud-ouest sur les sables de Bourray tout proches". Ils auraient subi la déflation durant les phases froides du Quaternaire.

  • G. MARY (1964) insiste surtout sur l'efficacité de l'érosion éolienne dans les sables cénomaniens des plaines des Hunaudières et du Narais, tout en restant plus discret sur l'accumulation : le vent d'ouest-sud-ouest a "abandonné les sables dans les plaines élargies et sur les terrasses et même sur le plateau d'argile à silex dont le sol est parfois sableux".

  • Les auteurs de la carte géologique du Mans indiquent que les sables du Bélinois sont, soit des sables cénomaniens résiduels, soit des sables tertiaires et cénomaniens remaniés par voie éolienne (P. JUIGNET et al., 1973). Dans la notice de la feuille d'Écommoy, J. MANIVIT et al. (1988) qualifient ces dépôts de "couverture complexe argilo-silteuse et sables résiduels" qui résulteraient "d'une altération in situ du calcaire jurassique dont ils constituaient la charge terrigène déposée en contexte littoral (...) en provenance d'un système dunaire proche".

  • T. GOVIN (1993) suggère l'existence de deux formations d'origine différente : des sables d'origine cénomanienne repris au Quaternaire par le vent constitueraient la formation de surface alors que les sables plus profonds résulteraient de l'altération du calcaire jurassique.

2 ) Dans le fond des vallées et vallons

7Nous n'avons pas observé les "masses de débris que le drainage a été incapable d'évacuer" selon J. BIENFAIT (1954). Ainsi dans l'ample vallon de Lunerotte, le ruisseau actuel coule directement sur les argiles marneuses jurassiques, en revanche, plus au sud, au pied du versant tourné vers le nord, à l'Anglicherie, des matériaux détritiques atteignent environ 90 cm d'épaisseur : il s'agit de sables assez grossiers incluant des graviers de quartz qui signent une origine fluviatile. Les alluvions récentes du Rhonne ont des épaisseurs qui varient entre 1,75 et 3 m : des dépôts argileux alternent avec des passées sablo-argileuses sans qu'il soit possible de distinguer plusieurs formations superposées et continues de l'amont à l'aval (F. PÉAN, 1994). Aucune terrasse alluviale n'a pu être observée dans le Bélinois (T. GOVIN, 1993).

III - Méthodes d'analyse et résultats

8Les formations superficielles ont été observées à la faveur de rares affleurements et surtout grâce à des forages effectués à la tarière à main. Les échantillons prélevés tous les 20 cm ont subi diverses analyses sédimentologiques.

1 ) Les granulométries

9Elles ont été réalisées par tamisage du sédiment brut après lavage, puis la fraction inférieure à 600 µm de quelques échantillons a été passée au granulomètre à laser afin de montrer les proportions d'argile, de limons fins et de limons grossiers (Fig. 4). Les grains compris entre 100 et 500 µm ont été observés à la loupe binoculaire et au microscope électronique à balayage (MEB).

Figure 4 - Courbes granulométriques réalisées sur les fractions fines < 600 µm.

Figure 4 - Courbes granulométriques réalisées sur les fractions fines &lt; 600 µm.

B 2 : alluvions récentes du Lunerotte, à l'Anglicherie. B 7 : sables éoliens. B 14 et B 23 : sables argileux de l'horizon Bt. B 18 et B 27 : sables fins issus de l'altération des marno-calcaires. B 25 : colluvions sablo-argileuses. B 45 : sables cénomaniens en place à La Noirie. B 46 : sables cénomaniens modelés en dune à La Noirie.

10Les sables supérieurs (B 7, B 19) donnent des courbes sigmoïdes traduisant un bon classement, confirmé par un indice So de TRASK oscillant autour de 1,3. Très pauvres en argile (1,1 %), ils ont une médiane avoisinant les 100 µm. Leur observation à la loupe binoculaire révèle une proportion de grains ronds et mats supérieure à 10 % qui suggère une dynamique éolienne lors de leur mise en place. L'étude exoscopique au MEB montre que la forme des grains résulte de caractères phénomorphiques : d'abord soumis à un transport éolien qui a laissé d'anciennes traces de chocs, ces sables ont ensuite connu un séjour aquatique sous-saturé qui a atténué et poli ces marques en creux, puis ils ont été repris plus récemment par le vent ainsi qu'en témoignent les marques de chocs frais, anguleux, qui recoupent la surface de polissage. Ils proviennent probablement des sables cénomaniens qui apparaissent cependant nettement plus grossiers, avec des médianes proches de 400 µm. Sur la bordure est, à La Noirie, la comparaison de la granulométrie des sables cénomaniens en place (B 45) avec celle des mêmes sables mais modelés en dune (B 46) montre que pour ces derniers la fraction fine < 200 µm a été en grande partie éliminée. La médiane des sables dunaires varie en fonction de la distance du transport éolien : ainsi, au nord-est de Mulsanne, elle se situe vers 150 µm dans les sables accumulés à l'aval des couloirs de déflation (T. GOVIN, 1993). Dans la boutonnière, les sables supérieurs ont une médiane de 100 µm parce qu'ils ont subi un transport plus long défavorable aux fractions plus grossières retenues en amont. Ils ont donc pu été transportés par le vent depuis la bordure ouest de la boutonnière, à partir des sables cénomaniens affleurants. Des analyses de minéraux lourds aideraient peut-être à mieux préciser leur origine.

11Les sables inférieurs (B 18, B 27) se distinguent des précédents par une granulométrie plus fine : la médiane se situe entre 40 et 70 µm et la teneur en argile dépasse 2 %. Le classement apparaît plus médiocre (So = 2,60). Au MEB, les grains, qui ont une forme moins arrondie, ont subi le même début d'évolution, mais ils n'ont pas connu de remaniements éoliens récents : la surface de polissage reste intacte. Ces sables ressemblent à la fraction quartzeuse incluse dans les marno-calcaires qui a une médiane < 100 µm. La présence de concrétions calcaires, parfois volumineuses (80 cm de diamètre), en leur sein est un argument supplémentaire pour qu'ils proviennent de la dissolution des calcaires jurassiques sous-jacents. Les boules sont constituées à leur périphérie d'un calcaire très dur et au centre d'une roche plus tendre incluant de nombreuses coquilles, semblables à celles rencontrées dans les calcaires jurassiques "très fossilifères avec notamment des brachiopodes qui forment parfois de véritables lumachelles" (J. MANIVIT et al., 1988).

12Entre ces deux formations, on rencontre un horizon sablo-argileux continu et localement, comme aux Brosses, un lit de sables plus grossiers. Mal classés (So = 2,23), ces derniers (B 25) donnent une médiane de 200 µm pour l'échantillon total et renferment un pourcentage notable (4,5 %) d'argile. Les éléments grossiers témoignent d'apports latéraux issus du rebord de la boutonnière et véhiculés par le ruissellement. Quant aux sables de l'horizon précédent (B 14 et B 23), ils apparaissent très mal classés (So entre 2,40 et 2,90) avec des médianes faibles : 11 à 25 µm et une teneur en argile comprise entre 4 et 5 %. Par rapport aux sables supérieurs, l'enrichissement en argile et en limons fins peut s'expliquer par le lessivage.

2 ) La composition chimique des sédiments

13Elle a été déterminée sur des poudres < 50 µm étudiées au MEB muni d'un analyseur chimique. Des différences sensibles se dégagent entre les trois échantillons (Fig. 5). Les sables supérieurs (B 7) essentiellement siliceux ne contiennent que très peu de calcium, d'aluminium et de fer alors que l'horizon argileux (B 14) contient 11,5 % de fer et 12,7 % d'aluminium. Les sables inférieurs se caractérisent par une relative richesse (17,4 %) en calcium et potassium. Sur l'ensemble de la coupe, la teneur en calcium diminue rapidement du bas vers le haut.

Figure 5 - Composition chimique (analyse au MEB).

Figure 5 - Composition chimique (analyse au MEB).

B 7 : sables éoliens. B 14 : sables argileux de l'horizon Bt. B 18 : sables fins issus de l'altération des marno-calcaires.

3 ) La détermination des argiles

14La diffractométrie des rayons X (Fig. 6) permet d'individualiser les matériaux de l'horizon argileux qui sont nettement plus riches en smectite que les autres formations. Parmi ces dernières qui présentent toutes des minéraux argileux de médiocre cristallinité, les sables inférieurs renferment un peu plus de smectite que les sables supérieurs.

Figure 6 - Spectres de diffraction des rayons X obtenus sur la fraction < 50 µm des échantillons localisés sur les coupes (Fig. 3).

Figure 6 - Spectres de diffraction des rayons X obtenus sur la fraction &lt; 50 µm des échantillons localisés sur les coupes (Fig. 3).

Sm : smectite. I : illite. K : kaolinite. B 7 : sables éoliens. B 14 et B 23 : sables argileux de l'horizon Bt. B 18 : sables fins issus de l'altération des marno-calcaires.

4 ) La spectrométrie MÖSSBAUER

15Cette technique décrite par C. JANOT (1972) et L. HELLER-KALLAI et I. ROZENSON (1981) permet une caractérisation des composés du fer ainsi que de leur état d'oxydation. Les spectres obtenus à 77 K (degrés Kelvin) sur les échantillons B 7, B 14 et B 18 indiquent, outre l'absence de fer ferreux, des teneurs en hydroxydes très différentes : nulles pour les sables supérieurs, elles augmentent avec la profondeur (40 % pour B 14 et 57 % pour B 18). Comme pour les sédiments superficiels exposés aux oxydations, le pourcentage d'hydroxydes (goethite et lépidocrocite) augmente avec l'ancienneté des dépôts (G. MARY et J.M. GRENÈCHE, 1986 ; J.P. LARUE et J.M. GRENÈCHE, 1994), les sables inférieurs, plus altérés, sont probablement nettement plus anciens que les sables argileux (B 14) dont la richesse en fer s'explique par le lessivage des sables superficiels.

5 ) Synthèse

16L'utilisation conjointe de plusieurs méthodes, auxquelles il aurait été intéressant d'ajouter l'analyse des minéraux lourds afin de mieux identifier les sources des matériaux, favorise l'identification de plusieurs formations :

  • Les sables inférieurs sont issus de la dissolution du calcaire jurassique car, ils contiennent des boules calcaires et un fort pourcentage de calcite, ils ont une granulométrie peu différente de celle des grains inclus dans les marno-calcaires en place et nettement plus fine que celle des sables supérieurs et ils n'ont pas subi de remaniement éolien récent.

  • Les sables supérieurs proviennent d'apports éoliens réalisés aux dépens de la fraction fine des sables cénomaniens. Les marques fraîches de chocs et la faiblesse de l'altération en font une formation beaucoup plus récente.

  • L'horizon intermédiaire plus argileux, riche en smectite et en fer, a une origine pédologique : il s'agit d'un horizon d'accumulation Bt issu du lessivage des horizons supérieurs. Le plus faible pourcentage d'hydroxydes ferriques que dans les sables inférieurs plaide en faveur d'un âge beaucoup plus récent que pour ces derniers.

  • Ravinant les sables inférieurs, les sables intermédiaires, grossiers et argileux, s'apparentent à des colluvions mises en place lors d'une phase d'érosion hydrique active.

IV - La mise en place des dépôts et l'évolution morphodynamique du Bélinois

17La formation issue de l'altération des marno-calcaires jurassiques ne tapisse que le sommet des croupes ; absente des versants et des fonds de vallées, elle n'est donc pas contemporaine de l'incision et représente un héritage morphologique. Cependant, la faible cristallinité des argiles pratiquement dépourvues de kaolinite témoigne de paléoclimats peu hydrolysants, à moins que la perméabilité des sables éoliens de couverture n'ait favorisé une cryptoévolution des altérites modifiant leurs caractéristiques initiales. Toutefois, dans le Massif Central, G. PIERRE (1992) a montré que sous coulées volcaniques perméables, ces transformations sont restées limitées depuis le Miocène. R. WYNS (2002) indique que la mobilité verticale de la lithosphère détermine le type d'altération : un soulèvement favorise l'altération soustractive par lessivage alors qu'une subsidence engendre une altération additive avec concentration progressive des solutions et précipitation des éléments dissous. Il est donc probable que le soulèvement nécessaire à l'évidement de la boutonnière a favorisé cette altération soustractive. En confrontant la géométrie des paléosurfaces et la répartition des dépôts corrélatifs dans l'est du Massif Armoricain, R. WYNS (1991) montre un bombement régional de 120 à 150 m vers la limite Crétacé-Tertiaire.

18Protégés par les altérites, les calcaires jurassiques n'ont pas été touchés par la gélivation des phases froides du Quaternaire, alors que sur les versants quelques gélifracts le plus souvent éolisés subsistent.

19Sur les bordures de la boutonnière, les sables d'altération sont ravinés par des sables grossiers, assez mal classés et argileux, qui pourraient témoigner de l'élaboration d'un vaste glacis en pente vers le nord-ouest. Les lambeaux de glacis conservés au nord-ouest de Mulsanne (Fig. 1) suggèrent un raccordement à la moyenne terrasse de la Sarthe, terrasse tyrrhénienne de J. BIENFAIT (1954) qui se tient à 13 m d'altitude relative, par rapport à la plaine alluviale de la Sarthe. Cette glaciplanation implique un creusement récent des vallées secondaires, à partir de la fin du Saalien, âge de la moyenne terrasse (J.P. LARUE et R. ÉTIENNE, 1997), elle pourrait aussi expliquer l'absence de paléosols conservés au sommet des altérites.

20La dissection amorcée à la fin du Saalien aboutit durant le Weichsélien au façonnement de vallons démesurés à fond plat modelé pour l'essentiel dans le substrat. En effet, les coupes transversales révèlent la faible épaisseur des dépôts détritiques qui, pour le vallon de Lunerotte, ne se situent pas sous le ruisseau actuel mais au pied du versant regardant vers le nord. Dépourvues d'éléments grossiers et en particulier de boules calcaires, ces matériaux sont des alluvions sablo-argileuses mises en place à l'Holocène. Le fond plat des vallons se raccorde au sommet de la basse terrasse de la Sarthe, située à 6-7 m d'altitude relative par rapport au lit mineur actuel. Ces observations attestent de l'efficacité de l'érosion à dominante latérale pendant la phase périglaciaire du Weichsélien : tandis que se forme dans la vallée de la Sarthe la nappe détritique de la basse terrasse, les vallons s'élargissent par recul des versants et évacuation de tous les matériaux jusqu'à la vallée principale. Ces périodes de morphogenèse active sont propices à des réorganisations hydrographiques comme par exemple le ruisseau de Lunérotte qui a été capturé par le ruisseau des Fillières au pied de la butte du Vieux Mans (Fig. 1). Pour ces vallons, l'incision tardiglaciaire ne constitue qu'un étroit sillon dans le substrat. Cette évolution diffère de celle des vallées principales qui enregistrent une alternance de remblaiements pendant les phases périglaciaires et de creusements, soit pendant les phases de transition périglaciaire-interglaciaire, comme pour la Tamise (D. BRIDGLAND et al., 2004), soit durant la transition interglaciaire-glaciaire, comme pour la Somme (P. ANTOINE, 1994) ou la Moselle (S. CORDIER et al., 2006).

21Durant les phases froides et sèches du Weichsélien, la déflation a pu s'exercer aux dépens des sables cénomaniens. A. CAILLEUX (1942), L. DANGEARD (1944 et 1946), H. POSER et J. TRICART (1950), G. MARY (1964), J.J. MACAIRE (1971) ont décrit ces phénomènes d'érosion éolienne et d'accumulation localisée de sables éolisés, qui se placent après le remblaiement formant la basse terrasse, puisque des sables éolisés emplissent des fentes de gel au sommet de l'accumulation (G. MARY, 1964). Les vents de sud-ouest et ouest-sud-ouest ont façonné de vastes couloirs de déflation dans les talwegs entaillant les sables cénomaniens de bordure et laissé en relief des buttes tabulaires ou coniques qui dominent de 15 à 17 m les secteurs érodés et aplanis. Ces buttes résiduelles présentent un horizon Bt à concrétions ferrugineuses friables à leur sommet et leurs versants sont tapissés de cailloux de grès éolisés, bien décrits par G. MARY (1964). Appelées "windkulles" par cet auteur et assez semblables aux yardangs du désert iranien du Lout (J. DRESCH, 1985), elles sont constituées de sables cénomaniens en place, à la différence des dunes formées de sables cénomaniens accumulés par le vent et présentant des structures éoliennes caractéristiques. Une partie des produits de la déflation a été déposée sous forme d'une nappe sableuse peu épaisse dans la dépression du Bélinois située sous le vent. Mais le fait qu'elle ne se trouve conservée qu'au sommet des interfluves implique un déblaiement des sables sur les versants et dans le fond des vallons, qui a pu se réaliser pendant la récurrence froide du Dryas récent, entre 11000 et 10000 BP.

22À l'Holocène, les vallons enregistrent une morphodynamique ralentie, l'accumulation argilo-limoneuse ne dépasse pas 3 m d'épaisseur dans l'entaille tardiglaciaire. Cette situation n'est pas générale dans la région où les vallons conservent souvent des remblaiements plus épais (J.P. LARUE, 2002). Sur les croupes, l'évolution pédologique des sables éoliens aboutit à la formation d'un horizon d'accumulation Bt de 50 à 60 cm d'épaisseur, localisé au contact sables éoliens / sables d'altération. La présence de calcite dans cet horizon prouve qu'il englobe une partie de la formation d'altération, et l'abondance du fer s'explique par le lessivage des sables éoliens issus du Cénomanien riche en glauconie.

V - Conclusion

23Les données recueillies sur le terrain et par analyse sédimentologique permettent de mieux discerner les différentes formations superficielles qui s'étalent dans le Bélinois. Les sources précises des matériaux restent cependant hypothétiques en l'absence d'analyse des minéraux lourds de ces dépôts et des formations secondaires et tertiaires qui pourraient être à leur origine. L'altération ancienne des marno-calcaires jurassiques a abouti à la formation de sables fins dont une grande partie a été évacuée lors du creusement des vallées secondaires, qui semble avoir débuté à la fin du Saalien. Les colluvions fossilisées aux Brosses témoignent de cette phase érosive qui reste difficile à dater. Pendant le Weichsélien, le vent a façonné un modelé éolien original dans les sables cénomaniens et déposé dans le Bélinois une pellicule sableuse qui n'est conservée qu'au sommet des interfluves du fait de l'efficacité du déblaiement sur les versants et en fond de vallon par les eaux courantes. À l'Holocène, l'évolution pédologique est à l'origine de la mise en place de l'horizon d'accumulation situé au contact des sables d'altération et des sables éoliens.

Remerciements : Nous remercions Noël AURIAULT et Arnaud COUDREUSE, du Centre de Transfert de technologie du Mans, pour les analyses chimiques au MEB, Jean-Marc GRENÈCHE (URA 807, Université du Maine) pour l'analyse du fer en spectrométrie MÖSSBAUER, Anne-Marie MERCIER (URA 449, Université du Maine) pour la détermination des minéraux argileux, Jean-Jacques PECHON (IUT Chimie du Mans) pour les granulométries, Martine MARANDOLA et Stéphane DESRUELLES (Université Paris 12) pour la mise au net des figures. Cet article a bénéficié des suggestions et critiques constructives d'Yvette DEWOLF, d'Aïcha BENMOHAMMADI et de Jean RISER.

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Table des illustrations

Titre Figure 1 - Carte morphostructurale et de localisation.
Légende 1 : marno-calcaires jurassiques du fond de la boutonnière. 2 : sables cénomaniens des bordures de la boutonnière. 3 : faille. 4 : cuesta cénomanienne du Bélinois. 5 : cuesta turonienne et butte témoin. 6 : escarpement de ligne de faille inverse. 7 : extension des formations superficielles dans le Bélinois. 8 : ligne de partage des eaux. 9 : vallée morte. 10 : butte tabulaire (yardang) d'érosion éolienne dans les sables cénomaniens. 11 : dune. 12 : moyenne terrasse (Fx) de la Sarthe. 13 : basse terrasse (Fy). 14 : plaine alluviale (Fz) de la Sarthe. 15 : lambeaux de glacis. 16 : altitude en mètres. 17 : tracé de la coupe géologique. 18 : forages et coupes.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/765/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 204k
Titre Figure 2 - Coupe géologique ouest-est au droit de Saint-Ouen-en-Belin (d'après la carte géologique d'Écommoy au 1/50000).
Légende Les formations superficielles ne sont pas représentées.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/765/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Titre Figure 3 - Lithostratigraphie des formations superficielles.
Légende A : coupe de l'Oiselière. B : coupe des Brosses.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/765/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Titre Figure 4 - Courbes granulométriques réalisées sur les fractions fines < 600 µm.
Légende B 2 : alluvions récentes du Lunerotte, à l'Anglicherie. B 7 : sables éoliens. B 14 et B 23 : sables argileux de l'horizon Bt. B 18 et B 27 : sables fins issus de l'altération des marno-calcaires. B 25 : colluvions sablo-argileuses. B 45 : sables cénomaniens en place à La Noirie. B 46 : sables cénomaniens modelés en dune à La Noirie.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/765/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 64k
Titre Figure 5 - Composition chimique (analyse au MEB).
Légende B 7 : sables éoliens. B 14 : sables argileux de l'horizon Bt. B 18 : sables fins issus de l'altération des marno-calcaires.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/765/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 44k
Titre Figure 6 - Spectres de diffraction des rayons X obtenus sur la fraction < 50 µm des échantillons localisés sur les coupes (Fig. 3).
Légende Sm : smectite. I : illite. K : kaolinite. B 7 : sables éoliens. B 14 et B 23 : sables argileux de l'horizon Bt. B 18 : sables fins issus de l'altération des marno-calcaires.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/765/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 28k
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-Pierre Larue et Thierry Govin, « Contribution à l'étude des formations superficielles de la boutonnière du Bélinois (Sarthe, France) », Physio-Géo, Volume 2 | -1, 121-132.

Référence électronique

Jean-Pierre Larue et Thierry Govin, « Contribution à l'étude des formations superficielles de la boutonnière du Bélinois (Sarthe, France) », Physio-Géo [En ligne], Volume 2 | 2008, mis en ligne le 06 septembre 2008, consulté le 24 septembre 2017. URL : http://physio-geo.revues.org/765 ; DOI : 10.4000/physio-geo.765

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