Histoire géologique de la région Poitou-Charentes

Les plus vielles roches connues à l’affleurement   en Poitou-Charentes sont vieilles de 600 Millions d’années environ, c’est à dire à l’orée de l’aire Primaire. Cette histoire géologique de la région, qui apparaît considérable à l’échelle humaine mais est plutôt récente à l’échelle des temps géologiques, est décrite ci-après dans le détail.

Sommaire de l’article :

La fin du Protérozoïque (-585 à -540 Ma  )

Vers -540 Ma  , dans le Massif armoricain septentrional (Cotentin, Normandie), une distension d’avant-pays* permet l’injection de granites dans des sédiments qu’ils métamorphisent : c’est la fin de l’orogenèse cadomienne (de Cadomus nom latin de Caen).
En Poitou-Charentes, les témoins de cette période sont :
Les micaschistes quartzeux à biotite et à grenat que l’on rencontre à l’affleurement   dans les environs de Thouars,
les micaschistes et paragneiss d’âge Briovérien du Haut Bocage, injectés de volcanites acides et d’ignimbrites ; on les trouve dans le secteur de Mauléon - Bressuire - St Pardoux – l’Absie,
les métawackes et micaschistes des Mauges au Nord, les quartzites, schistes et micaschistes, les schistes tachetés et cornéennes du Haut Bocage Sud, et les paragneiss plagioclasiques de La Tessouale, eux aussi réputés d’âge Briovérien,
les wackes, grès et schistes du Bas Bocage sont d’âge plus incertain : Briovérien à Cambrien.

Affleurements de Briovérien"
Affleurements de Briovérien

Le Paléozoïque (-540 à -250 Ma  )

Cambrien (-540 à -500 Ma  )

Les terrains d’âge Cambrien affleurent en Deux- Sèvres dans le synclinorium* de Chantonnay, entre la Chapelle Thireuil – la Chapelle Bâton – l’Absie.
Ils sont représentés par des conglomérats, grès, wackes, schistes, quartzites à muscovite, micro-gabbros, dolérites et schistes verts. -Au nord des Deux Sèvres, ils constituent les grands ensembles de microgranites et granophyres de Thouars, le complexe hypovolcanique, associé à une tectonique distensive, que l’on peut observer à Airvault, les laves et tufs rhyodacitiques du Choletais et les gabbros de Massais.
La mer recouvrait alors au moins une partie du domaine armoricain. Elle se retire à la fin du Cambrien.
Dans le socle cristallin du Limousin, on ne connaît pas de terrains d’âge Cambrien sur le territoire de la région Poitou-Charentes.

Affleurements de Cambrien"
Affleurements de Cambrien

Ordovicien ( -500 à -440 Ma  )

A l’Ordovicien, les reliefs cadomiens sont arasés et la mer revient sur la région entraînant le dépôt de sédiments qui donneront par la suite, sous l’effet du métamorphisme, les Unités Supérieure et Inférieure des Gneiss du Massif central. Ces séries sédimentaires intercalent aussi des horizons volcaniques.
Les dépôts ordoviciens remanient des altérites* continentales ; la teinte rouge prédomine. Une formation homogène s’accumule partout sous le même faciès   : le « grès armoricain ».
Les terrains d’âge Ordovicien correspondent en grande partie en Poitou-Charentes à des roches magmatiques. Ce sont les monzogranites calco-alcalins de Pouzauges (Ordovicien inférieur) et pour partie les métabasaltes et amphibolites du Haut Bocage Sud.
Dans le synclinorium* de Chantonnay ce sont les quartzites et volcanites acides (Ordovicien inférieur), et pour partie les schistes, grès et phtanites*.

Affleurements d'Ordovicien"
Affleurements d’Ordovicien

Silurien ( -440 à -410 Ma  )

Dans le Massif armoricain, le Silurien moyen est représenté par des pélites* riches en matière organique.
Le socle limousin enregistre les premiers effets d’un métamorphisme de haute pression caractéristique d’une zone de subduction.
Il affecte les Unités Supérieure et Inférieure des Gneiss ; le phénomène, associé au cycle orogénique calédonien, va perdurer jusqu’à la fin du Dévonien inférieur.

Affleurements de Silurien"
Affleurements de Silurien

Dévonien (-410 à -355 Ma  )

Au Dévonien, les reliefs de la jeune chaîne calédonienne sont érodés en milieu équatorial et tropical ; c’est l’époque du dépôt des « Vieux Grès Rouges » (Dévonien moyen).
Dans le Massif armoricain, à l’est du synclinorium* de Chantonnay, une série schisto-gréseuse se dépose, coiffée par les basaltes de la Meilleraie.
Plus à l‘ouest, les calcaires givétiens de Villedé d’Ardin reposent sur les dépôts détritiques   ordoviciens par le biais d’une semelle gréso-conglomératique.
En Limousin, au cours du Dévonien, un métamorphisme de haute pression se développe, caractérisant une collision continentale.
On assiste, du Dévonien au Carbonifère, à la mise en place de corps plutoniques variés comme la granodiorite porphyroïde d’Availles-Limouzine – Port de Salles, des tonalites, des diorites quartziques calco-alcalins à biotite, des gabbros, des diorites à amphibole, les monzodiorites quartzifères d’Availles-Limouzine et d’Oradour-Fanais.

Affleurements de Dévonien"
Affleurements de Dévonien

Carbonifère (-355 à -295 Ma  )

Le Carbonifère est caractérisé, dans tout le domaine européen, par la surrection   de la chaîne hercynienne. En France, c’est une période majeure de bouleversement tectonique : tous les dépôts antérieurs sont plissés et le métamorphisme qui se développe est associé au jeu de grands accidents.
Une épaisse série détritique   se dépose (faciès   Culm), correspondant à des grés et à des schistes, riches en matière organique et très micacés, souvent associés à de puissantes séries volcaniques.
L’abondance des restes végétaux est due à l’exubérante végétation qui se développe sous un climat équatorial.
D’un point de vue structural, de petits bassins distensifs (de type « pull-apart ») liés à des mouvements cisaillants de grandes failles, se développent avec des dépôts de calcaires, de conglomérats, de grès et de shales à lentilles de charbon.
Le Carbonifère correspond au paroxysme magmatique initié en Limousin dès le Dévonien supérieur. Les magmas essentiellement calco-alcalins traversent les dépôts de type Culm, ce qui engendre un métamorphisme de contact responsable de la transformation du charbon en anthracite.

Affleurements du Carbonifère"
Affleurements du Carbonifère

Permien (-295 à -250 Ma  )

Le Permien n’est pas connu à l’affleurement   en Poitou-Charentes ; seul le microgranite potassique à biotite de Champagné Saint Hilaire est réputé d’âge post-Westphalien.
Les produits de l’érosion des reliefs de la chaîne hercynienne s’accumulent en vastes épandages détritiques   (les « Nouveaux Grès Rouges ») dans des bassins en distension qui amorcent la formation des futurs bassins de Paris et d’Aquitaine.

Profil sismique en Nord Vienne montrant le comblement des bassins carbonifères au Permien"
Profil sismique en Nord Vienne montrant le comblement des bassins carbonifères au Permien

Le Mésozoïque ( -250 à -65 Ma  )

Trias ( -250 à -203 Ma  )

A cette époque, la France est largement émergée et dans les bassins en distension hérités du Permien, des dépôts évaporitiques s’accumulent. -En Poitou-Charentes, ce Trias n’est connu que par sondage dans la partie la plus profonde des bassins parisien et aquitain.
Au Trias supérieur, un événement exceptionnel va bouleverser toute la région : une météorite de 1 à 6 milliard de tonnes va percuter la Terre à une vitesse de 20 à 50 km/s. Le point d’impact est situé à 4 km à l‘ouest de Rochechouart. Au moment du choc, l’énergie libérée est équivalente à 14 fois la bombe d’Hiroshima, avec une pression de 1 à 5 milliards de kilobars. 0,2 seconde après l’impact, la température est estimée à 10 000 °C. Le cratère de 18,5 à 20 km de diamètre (2 km de profondeur avant réajustement) va se former en 42 secondes et se réajuster en 10 minutes, avec un volume de roches vaporisées estimé à 13,2 km3.
Toute vie disparaît totalement par l’explosion, l’effet de souffle, l’émission de vapeurs toxiques, de nuées ardentes…. dans un rayon de 200 Km.

Impact de la météorite de Rochechouart"
Impact de la météorite de Rochechouart

Jurassique (-203 à -135 Ma  )

Jurassique inférieur (Lias)

Au Lias, la mer revient sur une grande partie de la région. Les premiers dépôts de l’Hettangien recouvrent souvent des argiles colorés, plus ou moins épais, issus de l’altération du socle sous-jacent, d’âge incertain. L’Hettangien correspond à des milieux de dépôts variés, influencés par la paléogéographie héritée de la longue phase d’émersion post-hercynienne.
On trouve en particulier des calcaires et dolomies   jaune « nankin » finement grenues, à petites ponctuations de manganèse, à niveaux lumachelliques à faune naine, oolitique, ou arkosique, parfois dolomitique   jaune à chocolat à cassure saccharoïde. Cette pierre exploitée près de Pressac (86), appelée « pierre froide de Chardat », correspond aux dolomies   rousses du Sinémuro-Hettangien.
Le faciès   le plus caractéristique du Sinémurien correspond à des calcaires « gris fumée », fins (Caillebotine) à stratification ondulée, de milieu calme et protégé.
Au dessus du Sinémurien, affleurent les grès gris du Pliensbachien via parfois une surface durcie et une légère discordance   angulaire. Ces grès calcaires sont souvent conglomératiques, voire arkosiques, traduisant une sédimentation immature à proximité de reliefs en érosion. Le Pliensbachien se trouve localement directement au-dessus du socle, comme à Thouars par exemple, ce qui traduit la tendance transgressive de la mer à cette époque.
Après la série détritique   du Pliensbachien, un régime marin franc s’installe au Toarcien. Le niveau maximal de transgression   est atteint. La faune est riche en ammonites et bélemnites et les sédiments sont fins : marnes et argiles.
Au Toarcien supérieur on décèle déjà un début de baisse du niveau marin : la sédimentation redevient progressivement carbonatée.
En Deux-Sèvres, cette transgression   s’observe en plusieurs endroits, en particulier près d’Airvault. Le Toarcien y recouvre un socle formé de deux types de roche magmatique, l’une acide (leucogranite peralumineux) résistante à l’érosion, l’autre basique (microdiorite et microgabbro) beaucoup plus sensible à l’altération. L’érosion différentielle entraîne l’existence de chicots de roches dures, formant des reliefs à la surface de la pénéplaine* triasique, puis des écueils dans la mer pliensbachienne.

Affleurements du Lias"
Affleurements du Lias

Jurassique moyen (Dogger)

Une grande partie de la région Poitou-Charentes correspond depuis la fin du Toarcien à une plate-forme* carbonatée qui va perdurer durant tout le Jurassique moyen. La tendance carbonatée va s’accentuer au cours du Bajocien et du Bathonien.
Une barrière récifale s’installe sur les contreforts du Massif central. Elle est caractérisée par la présence de faciès   oolitiques* utilisés en pierre de taille. Les plus connus sont la pierre de Chauvigny (86) et la pierre de Vilhonneur (16).
Au Callovien inférieur, on assiste à un envahissement du Seuil du Poitou avec une faune pélagique indiquant une élévation du niveau marin.
A cette époque, la plateforme* carbonatée va être individualisée par une tectonique distensive en deux domaines limités par la réactivation d’un accident de socle de direction armoricaine (NO-SE) passant par Niort-Chef Boutonne-Vilhonneur.
A l’est, en Charente, dès le Jurassique moyen et durant le Jurassique supérieur, des faciès   de barrière récifale vont se localiser près de cet accident. Cette sédimentation récifale ou péri-récifale, de plusieurs centaines de mètres d’épaisseur, correspond actuellement au karst   de la Rochefoucauld.

Affleurements du Dogger"
Affleurements du Dogger


Répartition des faciès au Bathonien supérieur (d'après Gabilly et Cariou)"
Répartition des faciès au Bathonien supérieur (d’après Gabilly et Cariou)

Jurassique supérieur (Malm)

Le dépôt de marnes à spongiaires à l’Oxfordien, et plus généralement d’une sédimentation argilo-calcaire témoignent d’un nouvel approfondissement des environnements marins. Cette tendance à une diminution des carbonates au profit des argiles s’amorce dès le Callovien.
Il en résulte une puissante série monotone, alternant calcaires bioclastiques  , calcaires argileux et marne. Elle affleure sur plusieurs centaines de mètres d’épaisseur principalement dans le nord des Charentes, au sud des Deux-Sèvres, dans le bassin   de Lezay et dans le nord de la Vienne. Ces zones planes constituent actuellement de vastes étendues céréalières.
Sur la plateforme* nord-aquitaine, les récifs coralliens vont migrer vers le sud-ouest de l’Oxfordien moyen au Kimméridgien terminal. Des biohermes à Calamoseris et Solénoporacées, qui passent latéralement à des calcaires bioclastiques   sont notamment observables sur la côte au sud de La Rochelle (Pointe du Chay).
A l‘est, la sédimentation récifale et péri-récifale se poursuit, voire s’amplifie au Jurassique supérieur. L’Oxfordien supérieur et le Kimméridgien inférieur constituent l’essentiel du réservoir karstique   de la Rochefoucauld, avec comme exutoire principal les sources de la Touvre, seconde résurgence   de France par leur débit.
A la fin du Jurassique, une tendance régressive générale s’amorce avec au nord le retrait progressif de la mer vers le cœur du Bassin   de Paris et au sud vers le cœur du Bassin   aquitain. Dans le Pays-Bas charentais (nord de Cognac) et sur l’Ile d’Oléron en particulier, on observe des faciès   évaporitiques d’âge Tithonien qui traduisent cette régression   marine.
L’émersion de toute la région sera quasiment complète à la fin du Jurassique. Suivra une longue période d’érosion, de l’ordre de 40 Ma  , qui fera en partie disparaître le Kimméridgien au nord de la Vienne.

Affleurement du Malm"
Affleurement du Malm

Crétacé ( -135 à -65 Ma  )

Malgré la quasi-absence à l’affleurement   de dépôts du Crétacé inférieur en Poitou-Charentes, cette période enregistre les effets des phénomènes tectoniques pyrénéens qui se développent au sud du Bassin   aquitain. La surrection   généralisée de la région entraîne en particulier une forte érosion suivie d’une silicification du substrat hercynien près de Parthenay et des calcaires calloviens près de Montreuil-Bellay.
Au Crétacé supérieur, la mer revient progressivement pendant le Cénomanien, de part et d’autre du Seuil du Poitou jusqu’à le recouvrir. Ce phénomène transgressif s’observe à plusieurs endroits dans le Bassin   de Paris (carrière de Vouneuil, Amberre…) comme dans le Bassin   aquitain (Ile-Madame…).
Sur la côte atlantique, le Cénomanien inférieur est représenté par des grès à orbitolines et des calcaires bioclastiques  *, le Cénomanien moyen par des calcaires argileux à préalvéolines et des calcaires jaunes à rudistes  .
Au Cénomanien supérieur, l’Angoumois enregistre le dépôt d’argiles, de sables et grès, de calcaires à rudistes   et de calcaires argileux à ammonites.
Cette transgression   de la mer est formée dans le détail de pulsations (transgression  /régression  ) plus mineures. L’inondation maximum est atteinte au Turonien inférieur. A cette époque, le Bassin   de Paris communique vraisemblablement avec le Bassin   aquitain au niveau du Seuil du Poitou en partie submergé. Le niveau de la mer va ensuite connaître une succession de descentes et de montées, mais la tendance générale sera au retrait progressif au cours du Crétacé supérieur.
En Angoumois, au Turonien moyen et supérieur se déposent de gros bancs   de calcaires gris clair, fins, tendres, à nombreux rudistes  , largement utilisés dans la construction : la pierre d’Angoulême.
En Saintonge, le Turonien moyen est constitué d’un calcaire crayeux, fin, blanchâtre, poreux, très largement utilisé dans la construction : la Pierre de Crazannes. Ce sont des faciès   assez semblables, le Tuffeau, qui se déposent dans le bassin   de Paris et qui affleurent dans la région de Loudun.
Au Coniacien (le nom vient de Cognac où le stratotype affleure dans le Parc François 1er), les calcaires sont détritiques  , bioclastiques  * ; ils sont le plus souvent utilisés comme granulats comme dans l’exploitation de St Césaire (17) à l’est de Saintes.
Le Santonien (relatif à Saintes) et le Campanien (de la Champagne charentaise) correspondent principalement à des séries épaisses et monotones de calcaires et de marnes. Les terrains de ces époques ne sont pas représentés dans le Bassin   de Paris en région Poitou-Charentes.
Dans la région de Saintes, le Santonien a été exploité en carrières souterraines ; c’est un calcaire crayeux à rognons de silex gris-noir.
Au Campanien, dans la plateforme nord-aquitaine se dépose une puissante série carbonatée à dominante crayo-marneuse à silex.
Il est à noter au Campanien moyen le dépôt de faciès   nettement marin, des marnes glauconieuses* à ammonites,.
Au Campanien supérieur, les faciès   changent et deviennent plus grossiers et détritiques  , avec apparition d‘orbitoïdes.
A la fin du Campanien, la mer va définitivement se retirer du Seuil du Poitou. Au sud de la région, elle est encore présente au Maastrichtien avec le dépôt de calcaires détritiques  .

Affleurements du Crétacé supérieur"
Affleurements du Crétacé supérieur

Le Cénozoïque ( -65 Ma   à -2 Ma  )

Paléogène (-65 à -23,5 Ma  )

La collision de l’Ibérie avec l’Europe va donner naissance aux Pyrénées et réactiver de nombreuses failles hercyniennes.
Le début de l’Eocène (Yprésien) correspond au maximum altimétrique de la surface d’érosion continentale paléogène. Sur le versant Bassin   parisien de la région, des cailloutis résiduels matérialisent l’existence à cette époque d’un grand système fluviatile, le fleuve « Yprésis ».
C’est à l’Eocène moyen que l’on rattache le paroxysme de la compression pyrénéenne, souvent à l’origine de la réactivation de certains accidents hercyniens en région Poitou-Charentes.
Cette compression est responsable d’un bombement lithosphérique et les surfaces émergées sont soumises aux altérations lessivantes par les eaux météoriques. Cette altération soustractive (dissolution de matière) se matérialise par des phénomènes de latéritisation et par des altérites*.
L’Oligocène enregistre en revanche une subsidence lithosphérique qui forme de nombreux bassins d’effondrement (distension Oligocène), soulignée dans la région par le dépôt de calcaires lacustres  .
Cette subsidence lithosphérique semble être à l’origine de la formation de silcrètes à coiffes en Touraine (altération additive).

Affleurements d'Eocène (orange) et d'Oligocène (violet)"
Affleurements d’Eocène (orange) et d’Oligocène (violet)

Néogène ( -23,5 à -2 Ma  )

Au Miocène moyen, la subsidence lithosphérique qui atteint son paroxysme engendre des incursions marines sur le Bassin   de Paris. Les faluns à Amberre (86) se déposent dans un bras de mer au Serravalien.
Dès le Miocène supérieur, la compression « alpine » dirigée est-ouest provoque un nouveau bombement lithosphérique se traduisant par une remontée altimétrique responsable d’une phase de silicification (calcaires lacustres   silicifiés par altération additive(apport de matière par précipitation)), suivie d’une phase d’altération lessivante (altération soustractive) ou latérisation.

En Poitou-Charentes, cette séquence d’altération (altération additive-altération soustractive) va être à l’origine de la formation des meulières, bien exprimées en particulier dans la région de St Maixent.
L’altération soustractive est principalement représentée par les Terres rouges à châtaigniers et la formation des Bornais, qui constituent l’essentiel des affleurements   des plateaux à substratum calcaire au niveau du Seuil du Poitou. La Formation des Bornais aurait subi un remaniement fluviatile.

Affleurements de Miocène et de Quaternaire"
Affleurements de Miocène et de Quaternaire

Le Quaternaire ( -2 Ma   à l’actuel)

Au cours du Pléistocène, la région Poitou-Charentes va surtout subir les effets de l’érosion. Lors des phases glaciaires successives, le réseau hydrographique   va peu à peu se structurer, creuser des vallées de plus en plus encaissées et déposer des alluvions. L’alternance de phases froides et de phases plus tempérées aura pour conséquence le dépôt des alluvions en terrasses étagées.
En bordure de littoral, les dépressions creusées par les réseaux fluviatiles würmiens (trait de côte à environ –120m par rapport au niveau actuel) vont être comblées, après le dernier épisode glaciaire (du Flandrien (-12 000 ans environ) jusqu’à nos jours), par des sédiments marins de plus en plus argileux, puis par des vases fluvio-marines et enfin par des vases d’origine fluviatile. Ces anciennes vallées ou estuaires constituent actuellement les marais de la façade atlantique. Dans la partie amont des marais, les profils en « auge » des vallées et dans la partie aval « les falaises mortes » constituent des témoignages de cette morphologie.

Falaise « morte » en bordure du Marais Poitevin"
Falaise « morte » en bordure du Marais Poitevin

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