La Brenne est située dans le sud-ouest du département de l’Indre. C’est une des régions naturelles du parc naturel régional de la Brenne.
L’histoire géologique de la Brenne débute sur les ruines de la chaîne hercynienne, une chaîne de montagne édifiée en plusieurs étapes vers la fin de l’ère primaire entre 300 et 250 millions d’années. Lorsque au Trias, vers 245 Ma, débute l’ère secondaire le Bassin de Paris se présente comme une vaste terre émergée et aplanie, sur laquelle des fleuves répandent des sables bariolés. Une mer peu profonde venue de l’Est tente de recouvrir la région. Elle n’y parviendra pas encore gênée par les reliefs résiduels de la chaîne hercynienne. Son extension vers l’ouest ne dépassera pas Châteauroux.
La mer revient dès le début du Jurassique (200 Ma) et s’installe, cette fois, durablement chez nous, comme sur une grande partie de l’Europe du Nord pendant 60 Ma. Elle laissera des dépôts littoraux de calcaires à coquilles comparables à ceux qui se forment actuellement aux Bahamas, mais aussi des dépôts plus profonds à coraux, à crinoïdes ou à brachiopodes.
À l’approche de la fin du Jurassique, vers 145 Ma, la mer abandonne de nouveau la région laissant derrière elle de vastes lagunes. Ce paysage amphibie se maintient au Crétacé inférieur en climat chaud et humide. Il est propice à l’altération et à la formation de cuirasses de fer sur les reliefs. Il favorise aussi les dépôts de plaine alluviale et de marais dans les dépressions qui accueillent une faune variée de dinosaures et en particulier de nombreux herbivores.
Aux alentours de 95 Ma, la mer entreprend de regagner le terrain perdu. Les premiers dépôts marins sont alors des sables verts puis des argiles kaoliniques à petites huîtres. Ces sédiments sont rapidement relayés par les premiers dépôts de craie. La mer du Crétacé supérieur recouvre alors la totalité du Bassin de Paris et bien davantage pendant une trentaine de millions d’années.
La mer crétacée se retire, il y a 80 millions d’années, et toute la région émerge. Elle est alors de nouveau soumise à un climat chaud, presque tropical, particulièrement agressif pour toutes les roches déjà présentes et en particulier pour la craie et les autres roches calcaires qui s’altèrent en argile. Ce régime se maintient 40 millions d’années, le temps de fabriquer une épaisse couverture argileuse produite par l’altération des vielles roches primaires, de dissoudre en surface les roches calcaires et mettre en place un réseau karstique. C’est à cette période que se forment au Sud les argiles rouges de Brenne, présentes sur les calcaires jurassiques, et au Nord les argiles à silex sur les tuffeaux crétacés.
L’aire de la Brenne (Petite et Grande Brenne) s’individualise il y a 40 millions d’années. A cette époque du Tertiaire, un lent effondrement du substratum crée une vaste cuvette capable de piéger les eaux boueuses des torrents qui descendent alors du Massif central. Des argiles et de sables argileux s’accumulent bientôt dans cette dépression qui occupe la plus grande partie du territoire du Parc. Ces dépôts d’il y a 40 à 25 millions d’années sont à l’origine des « terres grasses » de Brenne. Ils sont aussi appelés terrains sidérolithiques parce qu’ils contiennent souvent du fer. Il s’agit d’anciens dépôts fluviatiles alternant avec des sols où se concentrent les oxydes de fer. Les derniers sols, de cette succession de couches du Tertiaire de Brenne, sont représentés par une cuirasse grésifiée où le fer est encore plus présent. Cela confère à cette ultime couche une plus grande résistante à l’érosion. Cette coiffe de solides grès rouges est à l’origine des buttons.
Au Miocène, vers 20 millions d’années la mer tentera une dernière fois de gagner la région, mais en vain. Venue de la gouttière de la Loire, cette mer sera stoppée par les reliefs de l’anticlinal de Ligueil-Ciran. La plage est alors à quelques dizaines des kilomètres au nord du Parc !
L’histoire géologique s’achève à la fin du Tertiaire (de 20 à 2 millions d’années) lorsque la cuvette de Brenne est totalement comblée et que les fleuves se répandent librement sur un vaste plateau marécageux boisé, non encore entaillé par les vallées actuelles. Ces fleuves laissent derrière eux des épandages sablo-argileux à bois fossiles. Enfin, il y a un peu plus de 1 million d’années, à la faveur des glaciations, les cours d’eau s’enfoncent dans le plateau et creusent de profondes vallées. Toutefois, les glaciers ne sont jamais arrivés jusqu’aux confins du Berry. Sur les plateaux, lors des périodes glaciaires, l’érosion déblaye une partie des sédiments meubles du Tertiaire de Brenne tout en épargnant les grès résistants qui s’organisent en reliefs résiduels : les buttons. Les terrasses sablonneuses des rivières se construisent pendant que le paysage actuel se met en place, avec la diversité subtile que nous lui connaissons aujourd’hui.
Les matériaux du sous-sol apparaissent donc très diversifiés. Des liens étroits existants entre sous-sol, sol, climat et végétation, il n’est pas étonnant d’observer, en surface, une grande diversité de sols et de végétations. Le riche patrimoine botanique constaté aujourd’hui sur le territoire du Parc est un héritage certes ancien mais en connexion avec la géologie.
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Sources : Wikipédia, YouTube.