La sortie de l'AVG du 3 juin 2012  dans le Pays d'Olonne , organisée par Jean-Luc et Monique Narcy avec la collaboration de Hendrik Vreken , Camille Jolly ,Christian Raffin et Jean Chauvet , comprenait 3 thèmes :

Thème 1 : Métamorphisme et Tectonique sur les sites de Sauveterre et de l'Anse de Chaillé.

Thème 2 : Paléo-palynologie et botanique sur le site du marais des Bourbes .

Thème 3 : Les marais salants de l'île d'Olonne.

Synthèse sur les sites 1,2 et 3

En allant vers la Chaume, à l’Anse de Chaillé, on rencontre deux ensembles superposés :

- les orthogneiss clairs plissotés des Sables d’Olonne (ou de La Chaume) qui affleurent surtout au Sud de l’Anse ,

- surmontés par les paragneiss sombres à biotite dominante sur sa bordure Nord, gneiss qui renferment du grenat, de la sillimanite et du feldspath potassique.

 A la limite de ces deux formations , on a plusieurs passages de gneiss « oeillés » coupés par des filons d’aplite ou de pegmatite : les feldspaths de plus ou moins grande taille forment des yeux en amande allongés dans la foliation Est-Ouest à plongement Nord comme on l’a déjà observé pour les grenats, les biotites et les chloritoïdes sur l’estran de Sauveterre.

Le point important à noter ici est que l’orthogneiss des Sables d’Olonne a atteint des conditions de pression et de température suffisantes pour commencer à fondre ( fusion partielle) et donner des migmatites.

Rappels sur l'orthogneiss des Sables d'Olonne:

- Le protholithe de cet orthogneiss est un granite qui a été daté de 615 Ma donc briovérien.

- L’orthogneissification de ce protolithe granitique des Sables d’Olonne ainsi que son anatexie ont eu lieu à 388 ± 3,2 Ma donc au Dévonien moyen.

 L’effet de la fusion partielle se fait sentir par quatre principaux phénomènes :

- d’abord, la foliation de l’orthogneiss se plisse et s’estompe, la plasticité de la roche augmente ;

 - puis lorsque la fusion partielle débute, elle affecte surtout les lits quartzo-feldspathiques de l’orthogneiss : ainsi se forme le leucosome d’épaisseur centimétrique, les parties gneissiques toujours foliées (feuillets de l’ordre du mm) constituant le paléosome. Dans ces métatexites litées ou stromatiques, le leucosome concordant par rapport à la foliation présente toujours une taille de grain plus grande que celle du paléosome ; il est bordé de plus par un mélanosome souvent riche en biotite, minéral plus réfractaire à la fusion.

 - la fusion se poursuivant , le liquide granitique s’extrait de son protolithe, migre alors vers le haut en empruntant les fractures, les zones de faiblesse de la roche. L’accumulation du liquide magmatique dans les zones de cisaillement illustre de façon spectaculaire le rôle de ces déformations. Dans ces zones de cisaillement, le liquide collecté cristallise lentement sur place, donnant de nombreux amas de roche granitique à gros cristaux (pegmatites). Le leucosome envahit ainsi progressivement  l’orthogneiss.

 - lorsqu’enfin le taux de fusion devient important , c’est même un véritable magma granitique qui « monte » et cristallise. C’est ce qu’on peut voir au Sud immédiat de l’Anse de Chaillé : un véritable granite d’anatexie identique à celui que l’on peut observer 3-4 km plus au Sud au Puits d’Enfer. Le magma peut ensuite alimenter tout un réseau de filons de roches granitiques (aplite et pegmatite) qui lacèrent les terrains sus-jacents : ici, les formations gneissiques situées au Nord de l’Anse de Chaillé.

Sud de l'Anse de Chaillé

  L’orthogneiss des Sables d'Olonne

Les 3 photos précédentes montrent l’apparition de zones de cisaillement dans l’orthogneiss rose des Sables d’Olonne. Au niveau de ces zones, la foliation se désorganise, les charnières ne sont plus visibles et la fusion débute comme l’atteste la formation de leucosomes à leur niveau.

 Illustration du comportement devenu plastique de l’orthogneiss.

 Filon de leucosome sécant par rapport à la foliation de l’orthogneiss.

« Envahissement » de l’orthogneiss par le granite d’anatexie.

Nord de l’Anse de Chaillé

Les nombreux filons d’aplite et de pegmatite dans les gneiss œillés roses ou gris peuvent être l’occasion de datations relatives !

Synthèse finale sur les 3 sites explorés :  

1. Falaise de Sauveterre - 2. Estran de Sauveterre - 3. Anse de Chaillé

Au Cambrien et au tout début de l’Ordovicien, les sédiments fins de la formation de Sauveterre se déposent dans un bassin subsident (en domaine de plate-forme sur croûte continentale) situé en bordure Nord du Gondwana. Ils proviennent de l’érosion de reliefs plus anciens, d’âge Cadomien et très certainement,  du domaine de l’anticlinal des Sables d’Olonne - Île d’Yeu qui devait être alors émergé ( rappel : magmatisme à l’origine du protolithe des orthogneiss des Sables d’Olonne daté de 615 Ma) .

Dès le Cambrien moyen, cette marge Nord du Gondwana est soumise à des forces de divergence comme l’attestent les nombreux filons de tuffites rhyolitiques et de pyroxénites basiques interstratifiés dans la formation de Sauveterre. Un tel volcanisme bimodal est en effet caractéristique d’une distension crustale : la  croûte continentale étant étirée donc amincie, cela entraîne une remontée des isothermes qui induit une fusion partielle de la base de la croûte continentale , voire du manteau lithosphérique .

Cette distension crustale va se poursuivre jusqu’à l’Ordovicien moyen. A la limite Ordovicien moyen – Ordovicien supérieur, la croûte continentale finit par se déchirer. Un océan apparaît : l’Océan Médio-européen ou Centralien et une micro-plaque se détache du Gondwana : la micro-plaque Armorica.

Cet océan s’élargit ensuite à la fin de l’Ordovicien et au Silurien inférieur. 

Remarques :

Aujourd’hui , l'océan centralien a complètement disparu mais les éclogites des Essarts en sont des reliques. Cela implique que tout ce qui est au Nord-Est du complexe des Essarts (Synclinorium de Chantonnay, Haut-Bocage vendéen ) appartient à la plaque Armorica et que tout ce qui se trouve au Sud-Est du même complexe soit le Bas-Bocage et la Vendée littorale appartient au Gondwana. 

Alors comment la formation de Sauveterre a-t-elle été métamorphisée et comment l’Océan Centralien a-t-il disparu ?

Tout est lié ! On admet que la disparition de l’Océan Centralien a débuté à la limite Silurien – Dévonien par subduction . Mais cette subduction de la croûte océanique a entraîné aussi celle de la marge Sud de l’Océan Centralien , c’est-à-dire  le Bas-Bocage et la Vendée littorale .

Bas-Bocage et Vendée littorale ont été alors métamorphisés au Givétien (Dévonien moyen) vers 388 Ma : métamorphisme de MT-MP de type barrowien et anatexie avant d’être exhumés en nappes au cours de la collision à la limite Dévonien – Dinantien et subir un rétrométamorphisme dans le faciès « schistes verts » .

      Auteur : Hendrik Vreken - AVG

Editeur : J.C - AVG

Site n°1 

2012.06.03-Sortie Sauveterre.1.Falaise - HV  

Site n°2

2012.06.03.HV.Sortie Sauveterre.2.Estran - H.V

Site n°3

2012.06.03- Sortie géologique Anse de Chaillé.HV

De Juigné-sur-Loire à Doué-La-Fontaine

29 avril 2012    

Guide : Daniel Pouit , géologue ,médiateur scientifique

 

Arrêt n° 1  : les buttes ardoisières de Juigné-sur-Loire

et de Saint-Jean-des-Mauvrets

A la sortie de Juigné-sur-Loire puis de Saint Jean des Mauvrets, en allant en direction du golf, on découvre une zone forestière : le parc intercommunal des Garennes parsemée de buttes d’ardoises.

Cette zone est une ancienne carrière d'extraction d'ardoise à ciel ouvert et les buttes ne sont que les rebuts de l'exploitation ; en somme comme des terrils !

L'ardoise du Parc de La Garenne, comme celle d'Angers -Trélazé est un schiste qui a été daté de l'Ordovicien moyen par ses nombreux Trilobites (Formation des « Schistes à Calymènes » ). Cette roche s'est formée à partir de vases déposées dans une mer ordovicienne.

 Echelle stratigraphique

  Arrêt n°2  : les marnes à Ostracées à la base de la colline de St Saturnin-sur- Loire

 La petite route empruntée par le car longe un mur de pierres schisteuses. Lors de notre progression , sous le mur , la couleur de la roche change : de bleutée, elle devient blanche .Ce ne sont plus des schistes ardoisiers que l'on observe mais des marnes blanches , plus ou moins glauconieuses, très fossilifères , riches en Huîtres : Ostrea biauriculata, O. columba, O. flabellata et en Térébratules et Rhynchonelles.

Ces marnes à huîtres ont été datées du Cénomanien supérieur (Crétacé supérieur) et les fossiles qu'elles renferment indiquent la présence d'une mer peu profonde.

Les huîtres ne sont pas en place. Elles sont disposées pêle-mêle, les valves presque toujours séparées. Ce n'est donc pas à un banc d'huîtres en place que l'on a affaire ici mais à une accumulation post-mortem de coquilles ; il s'agit d'une thanatocénose.

Ces strates marneuses, à peu près horizontales, reposent en discordance , soit directement , soit parfois par l'intermédiaire d'un horizon de sables glauconieux , sur les schistes ardoisiers Ordoviciens .

Bref historique :

Lors de l'orogenèse hercynienne, qui a permis la formation du Massif armoricain à la fin de l'ère Primaire, tous les terrains paléozoïques dont les schistes ardoisiers de l'Ordovicien moyen ont été plus ou moins plissés.

Ensuite le Massif Armoricain a été érodé, pénéplané pendant tout le Permo-Trias. 100 millions d'années plus tard , au Crétacé supérieur, la grande transgression cénomanienne vient recouvrir les schistes ardoisiers redressés et déposer ses sédiments marins . La sédimentation s'est réalisée dans un premier temps sur des plaines deltaïques, peu à peu envahies par la mer au Cénomanien moyen (sables glauconieux verts) puis dans des domaines infralittoraux (marnes à huîtres).

 Echelle stratigraphique 

Arrêt n°3 : les grès sénoniens puis à palmiers du Mont Rude

(St Saturnin-sur-Loire)

1. Observations faites au pied de la Tour de l'observatoire

 La Tour, haute de 23 m et large de 3 m, est surmontée d'un belvédère d'où l'on découvre par temps clair un horizon de 40 km et près de 80 clochers !

Au pied de la tour, on peut observer un affleurement de grès (ancien sable) d'âge Sénonien (Crétacé supérieur).Il s'agit d'un grès roux à gros grains mal soudés entre eux qui s'effrite facilement pour donner du sable . On peut y voir des traces de stratification oblique.

Sous les grès, à leur base, au même niveau que le parking, on observe également des blocs de conglomérat mais ils ne sont pas en place.

L’étage du Turonien (entre le Cénomanien et le Sénonien) est totalement absent.

2. Observations faites au pied de la façade de la Mairie de St Saturnin

(ancien château du Mont Rude)  et dans le Parc.

Au pied du mur de façade, on observe également un bloc de grès renfermant des empreintes fossiles de feuilles de Sabalites andegavensis (Palmier). Ce grès a été daté du Bartonien inférieur (Eocène) par la faune et la flore qu'il contient. Les analyses palynologiques ont montré également la présence de bambous, de plaqueminiers (Ebènes) ... mais aussi du chêne et de graminées (Poacées). Tout indique un climat plutôt tropical à tempéré chaud.

Ce grès est donc à peu de chose près contemporain des grès de Noirmoutier (Bois de la Chaise) et donc du fleuve Ypresis.Il provient de la grésification, au Cuisien, des formations gréso-sableuses du Sénonien.

  Echelle stratigraphique 

Bref historique :

A la fin du Crétacé supérieur, a eu lieu en effet une importante régression marine qui a exposé à l'air les sables Sénoniens et favorisé leur grésification. Le fait que l'on observe des racines de végétaux en place dans le grès (voir photos) montre que la silicification a eu lieu pendant ou après que les racines étaient en place dans le sable, les racines de végétaux ne pouvant traverser un grès compact et que c'est un phénomène rapide, à l'échelle de la durée de vie d'un végétal.

 Echelle stratigraphique 

Arrêt n°4 : la Fosse au Nord des Forges

Visite de l'habitat troglodytique de Bernard Foyer dit Nanard !

Cette habitation troglodytique est construite dans le tuffeau du Turonien moyen (craie micacée).

Le mot « tuffeau » vient du grec : « tophos » qui désigne une pierre friable.

Le tuffeau est une variété de calcaire crayeux, blanchâtre, tendre et poreux, renfermant de nombreux éléments détritiques (micas, quartz) mais surtout des tests de Coccolithophoridés (algues brunes unicellulaires à coquille constituée de plaques calcaires ou coccolites).

Les avantages d'une maison troglodytique selon Bernard Foyer:

 " La température intérieure : sans chauffage, autour de 8° l'hiver ;  autour de 20° l'été.

Donc un peu de chauffage est nécessaire en hiver mais moins que dans les maisons classiques et surtout il y a la possibilité d'aérer totalement dès les beaux jours ! On n'est pas des taupes !

C'est aussi le seul endroit où l'on peut manger les Pissenlits par la racine "  dixit Nanard !

 Arrêt n°5 : les Perrières de Doué- la- Fontaine

      1. Piquenique dans la carrière

2. Observations faites dans la carrière de falun :

lamines , stratification oblique.

Le front de taille présente une superposition de différents bancs avec un assemblage complexe de lamines inclinées et de lamines horizontales.    

On observe dans le banc 4 des feuillets , des lamines inclinées , pentées vers le bas quand on se déplace de la droite vers la gauche de la photo. On parle de stratification oblique.

Ces feuillets sont tronqués assez brusquement vers le haut par les lamines horizontales du banc 5 ; en revanche , vers le bas , elles ont tendance à devenir tangentielles aux lamines du banc 3 , à devenir parallèles à elles.

Ces observations sont également valables pour le banc 6 .

Interprétation du géologue :

 Les bancs 4 et 6 étaient ,au moment de leur formation , des rides ou des dunes sous-aquatiques.Le courant qui a déposé les lamines de ces bancs se déplaçait de la droite vers la gauche de la photo.

Explication de la  formation des lamines et des différents bancs à l'aide de schémas. 

Considérons un courant plus ou moins fort se déplaçant de la gauche vers la droite :

d’après CHAMLEY Hervé - « Sédimentologie » - Editions Dunod

Le courant qui se déplace de la gauche vers la droite sur le schéma ci-dessus érode le versant amont de la ride ;les grains de sable sont entraînés par roulement vers la crête de la ride puis ils se déposent sur le versant aval .

 Sur le versant aval , dès que la pente dépasse le profil d'équilibre, une petite avalanche se produit et une lamine est créée.

La ride se déplace ainsi progressivement dans le sens du courant, son flanc amont toujours faiblement penté puisque soumis à l'érosion par le courant et son flanc aval où sédimente le sable, toujours davantage incliné , proche du profil d'équilibre.

La ride peut aussi prendre davantage d'importance si le courant l'approvisionne en sable par apposition de nouvelles lamines ; peuvent alors se former des vagues de sable ou des mégarides..

 Considérons un banc avec une base et un sommet horizontaux.

Suivant le même phénomène , un second banc peut se former au-dessus , avec toujours des lamines orientées de la même façon, tronquées au toit du banc , incurvées en son milieu jusqu'à devenir tangentielles à son mur .

Supposons maintenant un changement de direction du courant . Un troisième banc va se déposer à lamines orientées dans le sens opposé. 

Ainsi, en examinant la forme, la disposition des lamines, le géologue peut orienter un banc : localiser le haut ou toit et le bas ou mur.

Dans la carrière des Perrières, les bancs 4 et 6 montrent des lamines orientées comme celles du dernier banc sur le schéma ci-dessus. Le courant se déplaçait donc bien de la droite vers la gauche.

En revanche (voir photos ci-dessous), le banc 1 présente très nettement des lamines orientées dans le sens opposé, preuve que le courant s'est parfois totalement inversé.

Lamines du banc 1 orientées dans le sens inverse (de la gauche vers la droite

quand on va du haut vers le bas) de celles des bancs 4 et 6

 Lamines du banc 1 et figures en épi ou arête de poisson .

C'est le moment pile-poil de changement de direction du courant.

Quelle est alors la signification des bancs 3 et 5 surtout à stratification horizontale ?

Les bancs à stratification plane constitués de lamines pratiquement horizontales de quelques mm à 2 cm d'épaisseur ou faiblement inclinées en raison de l'existence d'une paléopente douce indiquent une augmentation de la vitesse du courant qui écrête les rides ; les grains sont entraînés en abondance en une couche continue à la surface du fond.

L'étude détaillée du front de la carrière de falun permet ainsi de reconstituer l'hydrologie de la mer miocène, hydrologie certainement très complexe du fait des variations de sa profondeur , du climat de type tropical humide favorable à des « tempêtes » et encore plus complexe si l'on ajoute les apports en eau et en sédiments des fleuves à débit saisonnier qui devaient s'y jeter .

2. Visite des cathédrales troglodytiques

Les carrières souterraines des Perrières , à Doué-la-Fontaine , furent ouvertes entre le XVII etle  XIXème siècle pour l'exploitation du falun.Elles comprennent 50 salles souterraines hautes de 15 à 20 m à l'allure de cathédrales troglodytiques.

 Mode d'exploitation:

Les pierreyeurs ou perreyeux faisaient une saignée rectiligne en surface, une tranchée de 1 m de profondeur environ puis taillaient des blocs de falun . Ils descendaient progressivement en ménageant une voûte en ogive permettant d'extraire plus de blocs tout en assurant la solidité du toit et donc du champ au-dessus carrier et cultivateur !

Lorsque cette partie du sous-sol avait été suffisamment exploitée, (atteinte du niveau de la nappe phréatique) ils refermaient la tranchée à l'aide de blocs de falun disposés à la façon d'une clé de voûte et apportaient le mètre de terre arable nécessaire à la reconstitution du champ. Une autre partie du champ était alors exploitée de la même manière.

La longueur d'une chambre correspond à 40 pierres de la clé de voûte.Plusieurs chambres adjacentes sont ainsi creusées ; elles sont séparées par des cloisons qui représentent de véritables murs mitoyens sous terre.

La chambre mitoyenne qui avait été exploitée  pouvait servir de poubelle ! On y jetait les rebus !

Produits extraits :

On y a extrait des sarcophages au pierrochet , des blocs de taille variable ( « douelle » de l'épaisseur d'une cloison, « parpaing » plus gros de l'épaisseur d'un mur ). Le quantité de blocs extraits dans une salle pouvait atteindre 8000 pièces.

Des champignonnières :

Les cloisons séparant les chambres ont été plus tard abattues pour le besoin des champignonnistes. En témoignent des chaudières destinées à remonter la température à 17°C et sur les parois, la présence de traces vertes de sulfate de cuivre , substance empêchant le développement des parasites sur le compost.

La nécessité de chauffer pour maintenir une température favorable au champignon entraînait un coût d'exploitation important  vu la dimension des salles.

Après le choc pétrolier de 1974 , la culture du champignon est transférée dans la région de Saumur .La craie Tuffeau du Saumurois est plus stable en température.

Arrêt n°6 : fouilles libres dans les faluns de Doué- la- Fontaine

On a coutume de distinguer deux faciès dans les faluns :

- le faciès savignéen (de Savigné-sur-Lathan, en Indre-et-Loire). Ce sont des calcaires gréseux ou des boues calcaires, riches en Bryozoaires, correspondant à une sédimentation en pleine mer, dans une eau assez profonde (autour de 50 m).

 - le faciès pontilévien (de Pontlevoy, en Loir-et-Cher). Ce sont des sables riches en débris coquilliers, mêlés de grains de quartz et de galets. La sédimentation s'est faite en zone littorale, entre 0 et 40 m de profondeur.

 Des faciès intermédiaires existent entre les deux faciès précédents. Par ailleurs, sur une même verticale, plusieurs faciès se succèdent généralement,témoignant d'une histoire complexe.

Les faluns sont d'âge Miocène moyen ( Cénozoïque - Ere tertiaire ) .

Echelle stratigraphique du Cénozoïque

Pour être tout à fait précis, une première transgression marine, caractérisée par le dépôt d'argiles, a eu lieu au Miocène inférieur (étage Aquitanien), autour de 23 millions d'années.

 A partir entre autres de l'étude des Mammifères, on s'est rendu compte qu'après ce premier épisode marin et son retrait, il n'y avait pas eu une mer des faluns, mais trois mers des faluns, séparées par des périodes d'émersion.

La plus ancienne de ces mers est celle qui a atteint la plus grande extension (correspondant à la carte ci-dessous). Les faluns de Touraine et du Blésois appartiennent à cette première transgression marine qui s'est étalée entre environ 16,5 et 15 millions d'années (étage Langhien, correspondant à peu près à l'ancien étage Helvétien).

 Après une période d'émersion, la deuxième mer des faluns n'a atteint que l'Anjou, entre environ 12,5 et 11 millions d'années (étage Serravalien supérieur). Le gisement de Doué-la-Fontaine appartient à cette époque.

 Après une nouvelle période de retrait marin, la troisième et dernière mer des faluns s'est étendue, comme la précédente, jusqu'en Anjou, entre environ 6 et 5 millions d'années (étage Messinien supérieur).

Carte paléogéographique  schématique de la mer des faluns , il y a environ 15 Ma

( François Michel - Le Tour de France d'un géologue - Editions du BRGM)

Les fossiles des faluns sont à la fois abondants et variés.

Dans le faciès savignéen, correspondant à la pleine mer, on trouve un grand nombre de Bryozoaires, des Oursins, ainsi que des Mollusques (Huîtres et Pectinidés) à coquille en calcite (une des formes de cristallisation du calcaire). Les coquilles en aragonite (autre forme de cristallisation du calcaire) ou en calcite/aragonite des autres Mollusques ont été dissoutes. Mais on retrouve parfois leurs moules internes ou externes.

C'est dans le faciès pontilévien, correspondant à une mer plus littorale, que les fossiles sont les plus variés. Les Bryozoaires y sont quasiment absents mais, par contre, tous les Mollusques ont été conservés. On y trouve également des Coraux caractéristiques d'un milieu peu profond et chaud.

Les restes de Vertébrés peuvent se rencontrer dans tous les faciès. Leur coloration sombre est due à l'imprégnation par du dioxyde de manganèse. Les dents de Requins, de Raies et de Poissons osseux ont été trouvées en grande quantité dans la région de Savigné-sur-Lathan.

Les restes de Vertébrés terrestres (Reptiles et Mammifères) ont été apportés par les fleuves qui se jetaient dans la mer, lors des crues. Mais certains Vertébrés terrestres sont antérieurs aux faluns. Leur origine est à rechercher dans l'érosion des sables d'origine continentale du Miocène inférieur (étage Burdigalien), érosion par la mer elle-même ou par les fleuves qui s'y jetaient. De la même façon, on retrouve parfois dans les faluns des fossiles remaniés datant de l'ère secondaire, telles que les éponges du Sénonien.

Tous ces fossiles indiquent un climat chaud, de type tropical.

Les restes végétaux des faluns sont limités à quelques bois silicifiés mais les sables du Blésois ont préservé des pollens à peu près contemporains :

Bruyères, Graminées et Massettes, Pinus, Sequoia et autres Conifères, Carya (proche du Noyer), Quercus, Betula, Alnus, Ulmus et autres feuillus, etc.

Par rapport à la faune, ils indiquent donc un climat plus tempéré.

Photos de quelques fossiles récoltés par les adhérents de l'AVG

Récolte d'Alexis et Claude strannoloubski

 Une dent de requin : Isaurus hastalis (ou Isogonthodus hastalis  d'après D.Pouit)

Une valve de Pectunculus glycimeris

Fragments de faluns, localement plus ou moins consolidés...

Caractère commun à tous ces restes: ce sont des fragments brisés et portant les traces d'une importante abrasion = témoignage d'une intense détérioration mécanique d'une mer peu profonde- voire d'une sédimentation d'éléments d'une plage à " déferlement " .

 A la binoculaire (grossissement 30 et 60) : présence d'éléments quartzeux, de granulométrie majoritairement fine , tès arrondis.

La finesse et l'aspect émoussé de ces quartz suggère un transfert très long ou un remaniement de formations non locales.( Alexis Strannoloubski).

Hendrik Vreken ( Textes ) - Jean Chauvet ( illustration - mise en page)

Photos : Jean Chauvet - Hendrik Vreken - Alexis et Claude Strannoloubski

Dossier complet sur la sortie de l'AVG en Anjou par Hendrik Vreken

  2012.05.05.AVG sortie faluns.HV

Carrières cathédrales des Perrières , à Doué-la-Fontaine

Visite par le groupe de l'AVG - le dimanche 29 avril 2012

sous la conduite de Daniel Pouit

De nombreuses carrières (appelées "perrières" ) où les faluns étaient exploités , se trouvent sous la ville de Doué-la-Fontaine.

Les faluns sont des roches sédimentaires marines composéees de débris de coquilles calcaires et de grains de quartz , parfois assez consolidées pour être utilisées en construction.

Pierres à bâtir , les faluns amendaient aussi les terrains trop pauvres en calcaire.

L'exploitation de cette roche est particulière : elle commence à la surface du sol , par le creusement d'une tranchée étroite qui s'élargit ,au fur et à mesure de l'exploitation, en forme de cathédrale de 15 à 20 m de profondeur , jusqu'à la nappe phréatique.

A la fin , l'exploitant condamne la tranchée d'accès avec des dalles , les recouvre de terre et cultive de nouveau.

J.Chauvet

Cent trente mètres en moins de 15 000 ans : le niveau des mers est beaucoup remonté depuis le dernier maximum glaciaire. Petit à petit ou par sauts ? Après avoir foré à Tahiti, Pierre Deschamps et ses collègues du CEREGE (Université d'Aix-Marseille) et des Universités d'Oxford et de Tokyo ont établi une nouvelle courbe des variations du niveau marin depuis la dernière glaciation : elle confirme qu'une remontée catastrophique du niveau des océans a bien eu lieu il y a 14 500 ans.

Cet événement est noté MWP-1A (de l'anglais Melt Water Pulse). Pour le reconstituer, les chercheurs ont effectué 37 forages dans le récif de Tahiti. Les coraux tropicaux vivant à faible profondeur, ils constituent en effet d'excellents indicateurs de l'évolution au fil du temps du niveau de la surface de l'océan. P. Deschamps et ses collègues ont daté ces coraux en s'appuyant sur la transformation radioactive de l'uranium 234 en thorium 230, et montré qu'entre 14 650 et 14 400 ans, une gigantesque débâcle glaciaire s'est déclenchée, qui a fait monter le niveau des océans de 14 à 18 mètres en moins de 350 ans, soit au minimum 4 mètres par siècle !

Auparavant, deux scénarios concouraient pour placer le MWP-1A dans l'histoire du climat. Le premier découle d'une reconstitution des niveaux marins obtenue à partir des coraux de la Barbade, dans les Caraïbes. Ces données suggéraient d'une part que la débâcle s'était déclenchée plus de cinq siècles plus tard, il y a 14 000 ans ; d'autre part qu'elle était surtout due à la fonte des calottes de l'hémisphère Nord, et tout particulièrement de celle qui recouvrait le Nord de l'Amérique. Mais ce scénario a des faiblesses : les modèles géophysiques indiquent par exemple que la fonte de la calotte nord-américaine modifierait assez le champ gravitationnel terrestre pour que la montée des eaux soit inférieure de 40 pour cent à la Barbade. Or les forages de Tahiti montrent le contraire : la montée des eaux pendant le MWP-1A est comparable autour des deux îles. Cela renforce le second scénario, selon lequel les calottes antarctiques ont contribué au moins autant que la calotte nord-américaine à la débâcle du MWP-1A.

Or la nouvelle datation de cet événement à 14 650 ans le fait coïncider avec le Bølling, un épisode de réchauffement rapide de l'hémisphère Nord. En revanche, dans la reconstitution des niveaux marins successifs réalisée à la Barbade, le Bølling précède le déclenchement du MWP-1A. Si la nouvelle datation est la bonne, seule une réorganisation de la circulation thermohaline (dont le Gulf stream est un exemple) expliquerait le réchauffement dans l'hémisphère Nord, puis la fonte des calottes nordiques. Cette hypothèse ne sera cependant confirmée que le jour où les preuves géologiques de la contribution de l'Antarctique au MWP-1A auront été obtenues sur le continent blanc, ce qui n'est pas encore le cas.

Seule chose sûre : les calottes de glace ne réagissent pas de façon linéaire aux changement climatiques. La remontée du niveau marin n'est donc pas proportionnelle à l'élévation de la température moyenne à la surface de la Terre. L'histoire récrite du MWP-1A illustre au contraire l'existence de puissants effets de seuil. Alors que l'activité humaine fait grimper sensiblement la température moyenne de l'atmosphère, il faudrait donc se méfier de possibles débâcles à venir.