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Ypresis : retour sur la découverte d'un grand fleuve cénozoïque du centre-ouest de la France

Par Aurélien Morhain
Ci-dessus : le tracé présumé du fleuve Ypresis sur une vue satellite.

Le présent article se propose de vous emmener à la découverte des vestiges du paléo-fleuve Yprésis, un important cours d’eau qui coulait voilà près de 50 millions d’années sur les plaines du centre-ouest de la France, bien avant la création des bassins versant de la Loire et des fleuves côtiers modernes (Lay, Sèvre Niortaise et Charente). Ce fleuve traversait d’est en ouest une partie du territoire français, depuis les régions du Berry et de la Touraine jusqu’en Vendée, où il se jetait dans l’océan Atlantique par un immense delta englobant la région de Montaigu (au sud de Nantes). Cette vaste embouchure, d’abord interprétée comme un paléo-golfe pliocène d’origine marine a récemment fait l’objet de nouveaux travaux d’analyses (Godard, Chevalier, Bouton et Mouroux, 1994), permettant de réévaluer l’âge et l’origine de ces dépôts. La découverte de ce fleuve est d’un grand intérêt géologique car il permet de mieux comprendre l’évolution paléogéographique et géomorphologique du centre-ouest de la France au début de l’Ère Cénozoïque.

Historique des travaux sur le Tertiaire du nord-ouest du Bassin aquitain.

Le sous-sol de cette partie du grand-ouest français (Loire-Atlantique et Nord-Ouest de la Vendée) a été étudié dès le XIXe siècle par des naturalistes et des géologues tels qu’Adolphe Archiac, Bertrand Geslin et Auguste Rivière. Ces derniers ont plus particulièrement caractérisé des niveaux sableux à cailloutis et grès locaux qu’ils attribuèrent au Crétacé supérieur (-90 Millions d’années) en raison de la découverte de nombreux restes fossiles typiques de cet étage. Ces fossiles remaniés, souvent roulés, provenaient en réalité du sud-ouest du Bassin parisien et avaient subi une importante phase de transport (nous y reviendrons). Mentionnons également les importants travaux de Gaston Vasseur qui, à la fin du XIXe siècle, étudia en détail les niveaux tertiaires du grand-ouest français dans son ouvrage « Recherches géologiques sur les terrains tertiaires de la France occidentale ». Vasseur mit en évidence l’âge Pliocène de la vallée de la Vilaine (Loire-Atlantique). Ces résultats ont ensuite été repris par de nombreux auteurs pour dater l’ensemble des dépôts sableux de Loire-Atlantique et de Vendée, aboutissant à la conclusion que ces formations devaient toutes être d’âge Pliocène et qu’elles constituaient les vestiges d’un immense golfe largement ouvert vers le nord-ouest, dénommé alors « golfe pliocène de Montaigu ».

 

Cependant, en 1881, Louis Ciré mit en évidence l’âge Éocène des grès de cette même région (notamment sur l’île de Noirmoutier) par l’étude de restes de plantes fossilisées (palmiers du genre Sabal), caractéristiques de cet étage. Cette découverte était d’importance puisqu’elle affirmait que des sédiments d’âge éocène reposaient en discordance sur des niveaux plus récents, datés du Pliocène. Il faudra attendre le milieu du siècle dernier et les progrès des techniques de datation pour que ces terrains soient correctement interprétés : c’est Suzanne Durand en 1959 qui émet la première des doutes sur l’âge Pliocène de ces formations sableuses. Des analyses palynologiques permirent finalement d’affirmer là-aussi un âge Éocène, grâce à l’étude de pollens contenus dans ces sédiments. Par la suite, Ollivier-Pierre et al. (1985), Chevalier (1987) puis Chevalier et Borne (1989) sont venus compléter cette nouvelle interprétation par d’autres analyses palynologiques sur des argiles noires interstratifiées contenues dans les sables et cailloutis du nord de la Vendée et de Loire-Atlantique (région de Savenay, de Bourgneuf-en-Retz, Montaigu…). Dans ces mêmes années, les travaux de Mireille Ters sont venus préciser un peu plus encore l’âge de ces terrains : ils appartiennent à l’Éocène inférieur et plus particulièrement à l’Yprésien (-55.8 Ma – 48.6 Ma). Par la suite, au début des années 90, P. Bouton, M. Chevalier, G. Godard et B. Mouroux, ont étudié plus spécifiquement la répartition géographique de ces dépôts yprésiens à l’occasion de relevés devant servir à l’élaboration de la carte géologique du BRGM (feuille de Montaigu). Ces derniers, en croisant leurs résultats aux nombreuses données palynologiques, ont mis en évidence l’origine fluviatile de ces dépôts. Leurs résultats ont été publiés en 1994 dans une étude intitulée « un fleuve yprésien du Berry à la Vendée, témoin de l’évolution paléogéographique et tectonique du Centre-Ouest de la France au Cénozoïque », parue dans le bulletin n°4 de la Société Géologique de France.

Contexte tectonique et stratigraphique.

Ci-dessus : Le nord-ouest de la France au début de l'Éocène. Carte présentant l'emplacement des principaux cours d'eau connus.

Le nord-ouest de la Vendée, (région de Nantes-Clisson-Bressuire), représente un territoire particulier situé à la jonction de plusieurs domaines sédimentaires : le Massif armoricain au nord, le Seuil du Poitou au nord-ouest et le Massif central à l’est. Cette position géographique confère à cette région une géomorphologie relativement accidentée et vallonnée, conséquence de mouvements tectoniques plus ou moins récents. Le sous-sol de la Vendée est avant tout constitué de terrains primaires essentiellement granitiques ou métamorphiques qui se rejoignent en profondeur sous la couverture secondaire et tertiaire et dont les axes tectoniques principaux suivent une direction N-W S-E. Dans cette partie de la Vendée le socle primaire est particulièrement affecté par la branche sud du cisaillement sud-armoricain, décrivant trois accidents principaux eux aussi d’orientation N-W, S-E : les accidents de Chôlet, de Secondigny et de Bressuire-Vasle-Parthenay. Ces assises primaires faillées et plissées (dont les niveaux observables couvrent plus ou moins 70 Ma – du Dévonien moyen au Westphalien) sont partiellement recouvertes de dépôts sédimentaires d’origine marine d’âge Mésozoïque et Cénozoïque, répartis sur tout le territoire vendéen. Les niveaux du Jurassique inférieur et moyen sont particulièrement bien représentés : Hettangien du Veillon, Toarcien de Thouars, Bajocien d’Airvault, Bathonien, Aalénien, Callovien… Les niveaux crétacés et cénozoïques sont également présents mais de façon beaucoup plus anecdotique sur les marges est et sud-est du département (se poursuivant en région Poitevine). La faiblesse de la couverture sédimentaire mésozoïque et cénozoïque du bocage vendéen est due à deux facteurs principaux : d’une part l’orogénèse pyrénéo-alpine, au cours de laquelle sont apparus trois grands axes surélevés (horst) (dont la direction générale N-W S-E semble avoir été induite par les structures primaires) ; d’autre part, les multiples incursions marines n’ont que faiblement recouvert cette région vallonnée, formant les contreforts méridionaux du Massif armoricain, empêchant le dépôt d’une sédimentation marine. Dans la région de Montaigu-Clisson-Bressuire, le socle primaire est partiellement recouvert de sédiments cénozoïques composés principalement de sables, d’argiles et de cailloutis. Ces dépôts ont longtemps fait l’objet d’attributions stratigraphiques contradictoires, tantôt sédiments d’origine marine datés du Crétacé, tantôt dépôts marins néogènes contenant des fossiles remaniés…

Ci-dessus : blocs de grès sur l'île de Noirmoutier témoignant de la présence du fleuve à l'Yprésien.

Les relevés de terrains entrepris par Godard et Chevalier en 1994 sont venus mettre en évidence qu’une grande partie de ceux-ci appartiennent en réalité à l’Éocène (Yprésien et Lutétien) et peuvent se corréler à des dépôts comparables du Poitou. Cet ensemble géologique se compose comme suit :

 

- Des cailloutis composés de galets de silex roulés à patine grise bleuté à noire, datés du Jurassique inférieur et moyen, provenant du sud-ouest du Bassin parisien.

- Abondantes dragées de quartz roulées provenant du Limousin.

- Des restes de fossiles remaniés issus du Crétacé supérieur du sud-ouest du Bassin parisien (spongiaires silicifiés, débris de bivalves…).

- Des sables à argiles grises et blanches riches en kaolinite et smectite.

- Des argiles noires sapropéliennes interstratifiées dans les cailloutis et les sables, riches en matière carbonée et en pollen. Ces dépôts sont observables dans l’Anse Rouge, sur l’île de Noirmoutier par exemple.

- des bancs massifs de grès, visibles par exemple dans le bois de la Chaise, sur l’île de Noirmoutier. Le matériel grésifié dans ces bancs se compose de cailloutis et de sables de même nature que ceux observables dans les sables et argiles meubles de la région. Ce niveau est également dénommé « grès ladère » en référence aux dolmens vendéens utilisant ces bancs.


Au-dessus des « grès ladères » on observe une lacune sédimentaire, le Lutétien inférieur étant totalement absent. Le Lutétien supérieur en revanche est attesté par des dépôts faiblement détritiques composés de calcaires et de grès calcareux (bassins de Machecoul, Arthon, Saffré, Campbon…). On ne retrouve plus dans ces dépôts de galets de silex jurassiques et crétacés ce qui amène à penser que le fleuve a alors disparu.

Interprétations paléogéographiques.

Ci-dessus : tracé présumé du fleuve Yprésis. (P. Bouton, M. Chevalier, G. Godard et B. Mouroux, 1994).

La fin du Crétacé (Maastrichtien terminal), marquée par une régression marine généralisée sur toute la plate-forme aquitaine, entraîne l’émersion définitive de cette dernière dès le début de l’ère Tertiaire (Platel, 1989). C’est la raison pour laquelle la grande majorité des dépôts appartenant au début du Paléogène dans le Centre-Ouest correspondent à une sédimentation d’origine continentale et fluviatile. Cette régression marine s’accompagne alors d’un refroidissement climatique global qui perdure jusqu’à l’Éocène. C’est en effet au cours de l’Éocène que se produit un nouvel inversement de cycle sédimentaire avec le retour à une phase de réchauffement entraînant une nouvelle transgression marine et donc le retour du milieu marin. Mais ces incursions restent très restreintes en raison de la surélévation de toute la partie nord du Bassin Aquitain, conséquence de son basculement vers le sud à l’extrême fin du Mésozoïque en raison de la forte activité tectonique que connait alors la plaque européenne. Celles-ci se font uniquement sur le sud de la Bretagne et sur l’ouest de la Vendée et de la Charente-Maritime. Le trait de côte est alors légèrement différent de celui que nous connaissons aujourd’hui avec un paléo-littoral situé légèrement plus à l’Est.


C’est durant cette époque, il y a environ 50 Millions d’années, à l’Yprésien, que se déposent l’ensemble des sables et cailloutis réétudiés par Godard et Chevalier au début des années 90. Leurs relevés stratigraphiques, combinés aux résultats d’études palynologiques des argiles noires contenues dans ces sables, ont non seulement permis de réévaluer l’âge de ces sédiments mais également de mettre en évidence leur origine fluviatile. Cet ensemble géologique avait été observé de longue date par les auteurs anciens, notamment dans le secteur de Montaigu où ils semblaient décrire ce qui fut longtemps considéré comme le « golfe pliocène de Montaigu ». Mais cette interprétation semble aujourd’hui erronée, les dépôts à cailloutis se prolongeant « de façon démesurée vers le sud-est, presque jusqu’au pied des collines vendéennes, formant un appendice de 20 km de long et 4 km de large » (Godard et Chevalier, 1994). Et ces dépôts semblent même se poursuivre plus à l’est, dans les régions de Parthenay et de Bressuire, où ils dessinent une trainée claire, large de 5 km en moyenne et dirigée vers le nord-ouest.

De la Brenne au littoral vendéen, en passant par le Poitou : sur les traces d'Yprésis.

Ci-dessus : tracé présumé du fleuve Yprésis aux environs de Pouzauges. On suppose que le fleuve empruntait la trouée de Saint-Mars-la-Réorthe. (P. Bouton, M. Chevalier, G. Godard et B. Mouroux, 1994).

C’est sur la bordure nord-ouest du Massif central que semble commencer le tracé de ce paléo-fleuve, en Montmorillonais et en Brenne, où des « trainées à chailles » ont été décrites dès 1948 par Jodot. Localement, ces sables et cailloutis à galets de quartz et de silex noirs ont pu être identifiés à la base de l’Éocène sur une largeur de 2 à 4 km depuis la région de la Roche-Posay jusqu’au centre de la Brenne selon une direction E-W (Donnadieu, 1976). En région Poitevine, plus à l’ouest, des formations similaires ont été reconnues (Klein, 1961) décrivant là encore une trainée relativement constante d’environ 4 à 5 km. Aux environs de Poitiers, ces dépôts semblent bifurquer progressivement vers le nord-ouest, dessinant une large courbe jusque dans la région de Bressuire. A l’ouest de cette dernière localité, une lacune empêche de suivre le tracé du fleuve sur une quarantaine de kilomètres environ. Les dépôts fluviatiles se retrouvent ensuite plus à l’ouest aux environs de la vallée de Saint-Mars-la-Réorthe, ce qui amène à penser que le cours du fleuve devait effectuer en cet endroit, une légère inflexion vers le sud

 

La vallée encaissée de Saint-Mars-la-Réorthe constitueune structure rectiligne d’orientation est-ouest de 2 km de large, 8 km de long et 50 m de profondeur, comprise entre les granites de Mortagne-sur-Sèvre et de Pouzauges. Celle-ci forme étonnamment une véritable brèche dans l’escarpement de la faille de Pouzauges. On suppose que cette faille ancienne a joué un rôle important durant l’Yprésien, en surélevant progressivement la partie nord-est des collines vendéennes, permettant au fleuve de s’écouler à cet endroit. Le fleuve a ensuite progressivement creusé cette vallée, créant la fameuse « trouée de Saint-Mars-la-Réorthe ». (Il reste toutefois impossible d’affirmer avec certitude que le fleuve a bien coulé par cette fameuse « trouée », mais c’est sans aucun doute l’hypothèse la plus sérieuse).

 

Ce couloir débouche finalement à l’ouest sur le Bas-Bocage vendéen où les dépôts à cailloutis réapparaissent : au niveau de Mesnard-la-Barotière, les sédiments forment de nouveau une trainée large de 4 km environ, qui s’étend jusqu’à Montaigu. A partir de cette ville, les dépôts s’élargissent franchement, englobant une région comprise dans un triangle formé par les villes de Nantes, Montaigu et Challans. Cette vaste surface qui englobe tout le nord-ouest de la Vendée et le sud-ouest de la Loire-Atlantique, a d’abord été interprétée comme les vestiges d’un golfe marin d’âge Pliocène. Il s’agit en réalité de l’embouchure du fleuve qui formait un immense delta ou estuaire (difficile à déterminer avec certitude) s’infléchissant largement en direction de S-SE (région de Coutras-Libourne). La sédimentation est ici très différente de celle observable en amont, avec des argiles kaoliniques et des sables au façonnement marin caractéristique, des sapropels et des chenaux à reste de microflore d’origine marine. Tous ces indices témoignent d’une forte influence du milieu marin, amenant à supposer l’existence d’une plaine deltaïque, lagunaire et marécageuse à mangroves (Godard et Chevalier, 1994).

Éléments paléo-environnementaux.

La découverte et l’étude des nombreux témoins fossiles issus des dépôts sédimentaires de ce paléo-fleuve nous permettent aujourd’hui de nous représenter dans les grandes lignes les conditions environnementales supposées dans cette partie du grand-ouest français au début de l’Éocène. Comme nous l’avons vu plus haut, ces restes fossiles sont essentiellement constitués de micro-restes de végétaux : des empreintes de palmiers recueillies dans les grés de l’île de Noirmoutier, des fragments d’arbres silicifiés de la région de Bressuire, de nombreux spores et grains de pollen

Ci-dessus : vue sur une partie des zones de mangrove en Floride USA.

L’étude de ces restes, combinée aux différentes études paléontologiques ultérieures ont démontré l’existence de conditions climatiques tropicales ou subtropicales dans cette région durant l’Éocène, période qui correspond à une phase de réchauffement planétaire. Les territoires du grand-ouest français sont alors majoritairement occupés par de grandes forêts luxuriantes sous climat tropical humide et localement par des zones marécageuses à mangroves, conditions climatiques similaires à la Floride actuelle (sud-est des USA). On suppose alors une température moyenne proche des 25°C annuels. Le fleuve devait concentrer une biodiversité foisonnante composée d’animaux aquatiques tels que, tortues, lamantin, poissons, reptiles (crocodiles et serpents), mais également des mammifères, des insectes et des oiseaux…

Ci-dessus : vue aérienne sur une immense zone de mangrove en Floride USA. On peut imaginer un environnement similaire dans le paléo-delta du fleuve Ypresis.

Voila 50 Millions d’années s’écoulait donc d’est en ouest, (depuis le Berry et jusqu’en bordure littorale vendéenne), un immense fleuve long d’environ 200 kms (pour sa partie connue), que les scientifiques ont baptisé Ypresis. Ce fleuve traversait une grande partie du territoire français avant de se jeter dans l’océan Atlantique par une immense embouchure largement ouverte d’une envergure maximale estimée à environs 47 kilomètres. Cette embouchure estuarienne ou deltaïque était certainement occupée par de grandes zones marécageuses et de nombreux chenaux serpentant jusqu’à l’océan sur un sol à faible pente. 

 

Le fleuve s’écoula ainsi durant près de 25 millions d’années avant de disparaitre au Cuisien terminal ou au Lutétien basal. Le déclin de ce fleuve commence en il y a -45 millions d’années, durant le Lutétien, époque à laquelle les incursions marines se font de plus en plus prononcées sur la partie deltaïque, transformant peu à peu celui-ci en un vaste golfe, situation qui semble perdurer pendant près de 3 millions d’années. Cette partie du fleuve connaitra de nombreuses phases d’ennoiement plus ou moins prononcées depuis le Lutétien jusqu’au Redonnien. Entre -45 et -30 millions d’années, une importante activité tectonique va finalement précipiter le destin d’Ypresis : cet épisode géomorphologique faisant rejouer les failles de direction sud-armoricaine dans la région de Pouzauges, va entrainer la surrection des collines vendéennes, véritable barrière naturelle mettant fin à l’écoulement du fleuve. Cet épisode provoqua la transformation définitive de la région deltaïque côtière en golfe, tandis que les eaux provenant toujours du Massif central se sont alors frayées un chemin plus au nord, préfigurant ainsi le bassin de la Loire.

Pour aller plus loin.

Une carte géologique localisant les failles importantes dans le Bassin aquitain : cliquez ici.

 

Le site-web « Géologie de la France » vous permet de télécharger l’article de Godard, Chevalier, Bouton et Mouroux, 1994 : cliquez ici.

 

Un compte-rendu d’excursion proposé par l’Association vendéenne de géologie : cliquez ici.

 

Une visite de la carrière de la Gagnerie réalisée par l’AVG : cliquez ici.

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