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Chronologie de la mise en place du bassin versant de la Sarthe moyenne par datation ESR sur quartz optiquement blanchis via l’approche multi-centres

Chronology of the establishment of the middle sarthe basin by ESR dating of optically bleached quartz using the multiple centres approach
Iale Serin‑Tuikalepa, Pierre Voinchet, Hélène Tissoux, Yoann Chantreau et Jean‑Jacques Bahain
p. 187-204

Résumés

Cette étude a pour objet l’établissement d’un premier cadre chronologique fondé sur des datations paléodosimétriques de la moyenne vallée de la Sarthe, localisée entre les villes du Mans et de Sablé-sur-Sarthe. Elle s’appuie sur les travaux récents en géographie physique (Chantreau, 2011) qui ont permis de proposer une première séquence relative des formations alluviales fossiles. Les données apportées ici permettent de compléter, par une chronologie numérique, le schéma de la mise en place du système des terrasses alluviales de ce bassin versant. Pour cela, un maximum de témoins de nappes alluviales a été échantillonné et systématiquement daté par la méthode de la Résonance Paramagnétique de spin Electronique (RPE ou ESR en anglais) sur quartz optiquement blanchis. Lors de cette étude ESR, l’emploi de la méthode multi‑centres suggère la présence de sable du substrat, principalement cénomanien, mélangé aux sables alluviaux de la vallée. Le centre aluminium (Al), généralement utilisé pour dater les systèmes alluviaux mais dont le temps de blanchiment est le plus long, n’a pas été suffisamment blanchi lors du transport des sédiments avant dépôt. Cela engendre de façon quasi-systématique la surestimation des âges Al pour chaque échantillon. Néanmoins l’utilisation des centres titanes (Ti-Li et Ti-H), dont le blanchiment est plus rapide, indique que la mise en place du réseau hydrographique de la Sarthe débute il y a environ 850 ka. Au total, huit nappes sont dénombrées et datées entre la fin du Pléistocène inférieur et le début du Pléistocène supérieur et un important phénomène d’emboîtement est mis en évidence. On note aussi l’existence d’un hiatus de 200 ka entre les nappes de moyenne et haute altitudes et une tectonique quaternaire active, avec des failles ayant rejoué au Pléistocène moyen voire supérieur.

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Texte intégral

Les auteurs tiennent à remercier A. Lenormand pour le partage de ses connaissances sur la vallée de la Sarthe et son aide sur le terrain lors de la campagne d’échantillonnage de l’été 2017. Les spectromètres ESR et gamma portable de l’UMR7194 HNHP utilisés dans cette étude ont été acquis grâce à l’aide de la région Ile-de-France et de la région Centre respectivement, que nous remercions vivement.

1 - Introduction

1La Sarthe est une rivière du nord-ouest de la France qui s’écoule sur 318 km et draine un bassin versant d’environ 8000 km². Elle prend sa source dans le Perche à 257 m d’altitude, conflue avec le Loir, puis avec la Mayenne, pour former la Maine, affluent de la rive droite de la Loire. La rivière s’écoule à la jonction des formations géologiques du Massif armoricain et du Bassin parisien.

2La Sarthe est une rivière de bas plateau, avec des dénivellations peu importantes, transportant actuellement majoritairement des limons (Mary, 1998). Les terrasses alluviales anciennes sont quant à elles constituées de sables, de galets et de blocs, montrant un changement important de compétence entre le passé et l’actuel, essentiellement guidé par les changements climatiques quaternaires, la zone n’étant pas en forte surrection pendant cette période. Plusieurs travaux ont été menés sur le dénombrement et la caractérisation de ces terrasses aux environs du Mans (Chaput, 1913 ; Musset, 1929 ; Delaunay, 1936 ; Dangeard, 1944 ; Poser & Tricart, 1950 ; Mary, 1964 ; Mary & Grenèche, 1986), ainsi que sur la réorganisation du cours de la rivière durant le Pléistocène (Larue & Etienne, 1997 ; Mary, 1998). Les études les plus récentes ont dénombré jusqu’à neuf niveaux de terrasses alluviales (Chantreau, 2011) contre quatre seulement dans les années 90. Ces travaux, couplés avec une approche géoarchéologique, menés dans la partie moyenne de la Sarthe, entre Le Mans et Sablé-sur-Sarthe, ont permis d’établir une nouvelle cartographie des terrasses du système ainsi qu’une chronologie relative de sa mise en place. Des lacunes persistent cependant dans la région quant aux données géochronologiques disponibles.

3D’autres vallées du Bassin parisien ont déjà fait l’objet d’études géochronologiques approfondies, comme c’est le cas pour la vallée du Loir (Voinchet, 2002 ; Despriée et al., 2003 ; Tissoux et al., 2011), de l’Yonne (Voinchet, 2002 ; Chaussée, 2003), de la Creuse (Voinchet, 2002) ou encore de la Somme (Bahain et al., 2007). Ces études ont permis de mettre en relation le dépôt des nappes alluviales avec la cyclicité climatique quaternaire et avec les occupations humaines passées (Voinchet et al., 2010), ainsi que de mettre en évidence l’enregistrement d’une tectonique quaternaire active (Voinchet et al., 2007). De telles données étaient jusqu’alors inexistantes dans le secteur de la Sarthe et il était donc pertinent d’apporter un cadre géochronologique bien établi de la mise en place de cette rivière au cours du Quaternaire à l’aide d’une méthode de datation dite absolue. Pour une période couvrant plusieurs millions d’années comme le Pléistocène et à partir du seul support que sont les terrasses alluviales, la Résonance de Spin Electronique (RSE, ou ESR en anglais) sur quartz optiquement blanchi (Yokoyama et al., 1985) apparaît appropriée (Voinchet et al., 2010 ; Rixhon et al., 2017). De plus, l’approche multi-centres a été appliquée. Il s’agit d’utiliser systématiquement à la fois les centres aluminium et titane sur chaque échantillon (Toyoda et al., 2000). En effet, de récents travaux ont montré la pertinence de l’utilisation de cette approche pour ce créneau temporel (Pléistocène moyen) afin de produire des âges robustes pour ce type de dépôt sédimentaire (Duval et al., 2017 ; Bartz et al., 2018 ; Voinchet et al., 2020).

4Ce travail a donc pour but d’établir un premier cadre chronologique pour la mise en place du système alluvial de la Sarthe moyenne en appliquant sur les sédiments alluviaux des terrasses fluviatiles la méthode de l’ESR sur quartz optiquement blanchi, afin de reconstituer l’évolution de la rivière depuis le début de son incision jusqu’au dépôt de la dernière formation alluviale fossile en fond de vallée actuelle.

2 - Cadre géographique, géologique et structural de la moyenne vallée de la Sarthe

2.1 - Cadre géomorphologique

5La moyenne vallée de la Sarthe est localisée entre Le Mans et Sablé-sur-Sarthe. Sur ce segment, la plus grande partie de son tracé incise les terrains sédimentaires mésozoïques et cénozoïques carbonatés et sableux du Bassin parisien, avant d’éroder le Massif armoricain, d’âge protérozoïque et paléozoïque et essentiellement cristallophyllien, au niveau de Sablé‑sur‑Sarthe (fig. 1). Les diverses formations géologiques du Bassin parisien qui constituent le substratum de la vallée, conditionnent ainsi sa morphologie en fonction de leur composition pétrographique. Les terrains traversés, sur le secteur d’étude comme en amont, conditionnent également la nature des sédiments transportés et déposés par la rivière : essentiellement calcaire pour le Bajo-Bathonien, marno-calcaire pour le Callovo-Oxfordien, crayeux pour le Séno-Turonien, décarbonaté superficiellement en argile à silex, et sableux pour le Cénomanien. Du Mans à la Suze-sur-Sarthe, secteur de notre étude, la rivière incise au gré de multiples changements de direction les sables du Cénomanien, puis coule à la jonction des terrains marno‑calcaires callovo-oxfordiens et des sables cénomaniens, avant de passer dans les calcaires à silex bajociens en amont de Sablé-sur-Sarthe.

6Les nombreux changements de direction du cours d’eau sont également conditionnés par les grandes orientations structurales. La corrélation entre le tracé de la rivière et la famille de failles orientées N55 à N70, et dans une moindre mesure N110, relevées sur le secteur montre ainsi l’importance de cette structuration dans l’installation du réseau hydrographique (Klein, 1973 ; Mary, 1998). La plupart des failles sont des reprises d’accidents hercyniens, qui ont d’abord rejoué pendant la phase pyrénéenne, au cours du Bartonien. Cette compression de direction N-S (Suzzoni, 1985) a remobilisé deux familles de failles : l’une sénestre orientée N50 et l’autre dextre orientée N150 (Mary & Giordano, 1988). Ces dernières ont ensuite été remobilisées au Miocène pendant la phase alpine, dû à une compression de direction E-W (Mary, 1998). Les conséquences de ces deux épisodes compressifs ont été l’épirogénèse descendante du bassin versant de la Sarthe et son basculement vers la Loire inférieure. La région du Perche quant à elle, là où converge les failles de direction N50 et N110, a été soulevée, marquant ainsi la séparation entre le réseau hydrographique de la Loire et celui de la Seine (Mary, 1998).

7L’impact de la tectonique sur le cours de la rivière est important en amont des Alpes mancelles (en amont de Saint-Céneri-le-Gérei ; fig. 1) où la Sarthe est barrée par l’anticlinal de Champfleur, formé au Bartonien, l’empêchant de s’écouler vers le sud (Klein, 1973). Elle prolonge ainsi son écoulement de direction ouest-sud-ouest vers le Massif armoricain, pourtant plus difficilement érodable que les terrains mésozoïques du Bassin parisien (Mary, 1998). En aval, une fois passée l’anticlinal, elle incise les terrains mésozoïques de pendage SE soulevés le long de la faille N150, en direction du sud-sud-est jusqu’au Mans. Après Le Mans, dans la partie moyenne de la vallée, la rivière incise les dépôts sableux cénomaniens, et butant contre le calcaire jurassique, un changement d’orientation s’opère vers le sud-ouest. En amont de Sablé-sur-Sarthe, elle incise ensuite les séries calcaires jurassiques (Louail et al., 1989), puis en aval de Sablé, la rivière suit le contact entre le Massif armoricain et le Bassin parisien.

Fig. 1 : Carte du substratum géologique du bassin versant de la Sarthe moyenne : localisation du secteur étudié

Fig. 1 : Carte du substratum géologique du bassin versant de la Sarthe moyenne : localisation du secteur étudié

d’après Chantreau, 2011, modifié

2.2 - Les terrasses fluviatiles dans la moyenne vallée de la Sarthe

8Les nappes alluviales fossiles sont les témoins de l’histoire quaternaire d’une vallée (Chaussé, 2003 ; Despriée et al., 2004 ; Voinchet et al., 2010), et dans ce cas précis, celle de la Sarthe moyenne. Ces formations alluviales anciennes sont des dépôts sédimentaires sous contrôle climatique en contexte périglaciaire (Mary & Grenèche, 1986) et tectonique, en raison du soulèvement du Bassin parisien (Wyns, 1977 ; Pomerol, 1978). Elles sont donc les reliquats d’anciennes plaines alluviales déposées successivement au fur et à mesure de l’encaissement progressif de la vallée dans le substratum. Les matériaux retrouvés dans les terrasses sont des sables siliceux, parfois glauconieux, à galets de silex jurassiques et crétacés (constituant jusqu’à 80 % des rudites), avec présence de galets de grès primaire (constituant la grande majorité des galets de plus de 6 cm) et de galets de granite du socle en petite quantité (Mary & Grenèche, 1986 ; Louail et al., 1989). Quant aux galets en calcaire, nous n’en avons pas observé sur le terrain. D’après Mary (1986), leur proportion très négligeable est due au fait que les calcaires et marnes jurassiques n’en produisent pas. Les cycles climatiques sont particulièrement marqués à partir du début du Pléistocène moyen (il y a environ 800 ka) avec le passage d’une cyclicité climatique de 40 ka à une cyclicité de 100 ka (Maslin & Ridgwell, 2005), induisant une variabilité dans la compétence des cours d’eau au sein de ces cycles qui conduit à des alternances de phases d’incision et d’aggradation marquées (Bridgland, 2006 ; Bridgland & Westaway, 2008). Chaque cycle incision/aggradation va permettre la mise en place d’une nappe alluviale dont une partie pourra être protégée d’un « déblaiement » ultérieur lors du cycle suivant grâce au jeu de la tectonique surrective, associée à la migration latérale du cours de la rivière. Les nappes alluviales de la Sarthe montrent qu’au cours du temps, le réseau hydrographique a évolué, que des méandres se sont formés ou accentués, et que d’autres ont été abandonnés (Larue & Etienne, 1997 ; Mary, 1998).

9Dans la vallée de la Sarthe moyenne, neuf terrasses fluviatiles distinctes ont été identifiées (Chantreau, 2011). Deux altitudes sont déterminées pour chacune d’entre elles à partir de la base des terrasses : la première est l’altitude NGF, qui est le Nivellement Général de la France, dont le « niveau zéro », établi par le marégraphe de Marseille, correspond au niveau moyen de la mer en ce lieu ; la seconde est l’altitude relative par rapport à l’incision maximale, dont le niveau zéro est le contact « alluvions / bedrock ». Cette incision maximale n’est pas connue en tout point, elle a été estimée à partir des données existantes (Chantreau, 2011), notamment les logs de forage de la Banque de Données du Sous-Sol (BSS). Devant le peu d’informations disponibles sur cette altitude d’incision maximale des différentes formations alluviales de la Sarthe, le choix a été fait d’utiliser des valeurs moyennes, variant progressivement de +32 à +27 m NGF entre Le Mans et Sablé-sur-Sarthe. Ici les terrasses alluviales sont indexées de T1a, pour « Terrasse 1a » qui est la terrasse la plus récente et dont l’altitude est la plus faible, +0 m d’altitude relative, à T8, la plus ancienne et la plus haute à +44 m d’altitude relative (fig. 2). Les différentes nappes sont bien identifiées et dénombrées entre Le Mans et l’aval de Guécelard, puis de Noyen-sur-Sarthe à Sablé-sur-Sarthe (fig. 3). En revanche, entre Noyen et Guécelard, elles sont moins bien conservées. Il faut noter que les deux terrasses de plus basses altitudes, T1a et T1b, à la fois difficilement dissociables sur le terrain et difficilement discernables par analyses en laboratoire (origine pétrologique identique, condition et dynamique de dépôt similaire), sont supposées être emboîtées (Chantreau, 2011). De manière générale les basses nappes (T1a à T3) forment de grandes étendues au relief peu marqué, où l’identification d’emboîtements n’est pas évidente. Les hautes nappes (T6 à T8) sont quant à elles retrouvées sous forme de lambeaux résiduels. Dans les deux cas, l’emboîtement, s’il y a, est déterminé par altimétrie et datation plus que par observation sur le terrain. Les moyennes terrasses (T4 et T5) sont quant à elles présentes sous la forme de dépôts ponctuels et sont assez visibles dans la morphologie de la vallée.

10La cartographie faite par Chantreau (2011) et ses observations de terrain ont conduit à la réalisation de transects synthétiques des différents niveaux de terrasses alluviales qu’il avait alors identifiées sur les deux zones où ces terrasses sont bien représentées. Dans le présent travail, des corrélations stratigraphiques ont aussi été tentées entre ces deux zones (fig. 2).

Fig. 2 : Coupes transversales synthétiques des terrasses alluviales de la moyenne vallée de la Sarthe.

Fig. 2 : Coupes transversales synthétiques des terrasses alluviales de la moyenne vallée de la Sarthe.

Coupe entre Le Mans et Guécélard. (B) Coupe entre Noyen-sur-Sarthe et Sablé‑sur‑Sarthe (d’après Chantreau, 2011, modifié). Toutes les terrasses alluviales ont été échantillonnées, exceptée la T8.

Fig. 3 : Modèle numérique de terrain (MNT) du secteur de la Sarthe moyenne.

Fig. 3 : Modèle numérique de terrain (MNT) du secteur de la Sarthe moyenne.

Les terrasses alluviales et la localisation des échantillons prélevés y sont reportées. L’altitude absolue dans le secteur varie de 0 m (zone blanche) à +  100 m (zone foncée).

3 - Datation par ESR des terrasses alluviales de la moyenne Sarthe

3.1 - Échantillonnage

11La campagne d’échantillonnage a eu lieu en 2017. La totalité des témoins de nappes alluviales identifiées dans le secteur d’étude a été visitée. Au total dix-neuf échantillons ont été prélevés dans sept différentes formations alluviales (fig. 3, tab. 1), qui ont été rattachées dans un premier temps aux terrasses précédemment décrites par Chantreau (2011).

12Les sédiments ont été prélevés directement au niveau des affleurements, dans des coupes mises au jour dans les dépôts alluviaux à une profondeur d’au moins un mètre, afin d’éviter au maximum les effets de surface, de type pédogénèse par exemple. Sur chaque site d’échantillonnage, les coupes ont été nettoyées manuellement afin de minimiser les risques de contamination. Les échantillons ont été pris dans des couches sédimentaires présentant des caractères fluviatiles évidents (stratifications entrecroisées ou obliques, etc.) (fig. 4. A.1. & 4. A.2.), avec une fraction granulométrique apparente comprise entre 100 et 200 µm. Les zones affectées par des lessivages, bio- ou cryoturbation ont été exclues. Pour les sites qui le permettaient, les prélèvements ont été doublés, en échantillonnant dans deux niveaux sableux distincts de la séquence stratigraphique, afin d’anticiper un quelconque problème avec l’un des échantillons et pour observer la reproductibilité des âges. Parallèlement, les coupes ont été relevées (figs. 4. B., 5, 6 & 7) et les mesures de spectrométrie gamma in situ ont été effectuées (cf. 3.2).

13Les nappes alluviales décrites présentent des morphologies différentes selon leur âge et leur altitude relative. On peut distinguer les basses terrasses bien conservées et marquées par la présence abondante d’alluvions fines (fig. 5), les moyennes terrasses globalement plus sableuses (figs. 4 & 6), et les hautes terrasses qui sont de manière générale plus graveleuses (fig. 7). Par effet de conservation différentielle des dépôts, les terrasses anciennes ne sont représentées que par leurs éléments les plus résistants à l’érosion, c’est-à-dire les plus grossiers. Des affleurements caractéristiques des différents « types » de nappe rencontrés sont décrits ci-dessous.

Tab. 1 : Tableau récapitulatif des échantillons prélevés dans les formations alluviales de la Sarthe, de leur localisation, de leurs altitudes et de leur attribution à l’une des terrasses identifiées par Chantreau (2011).

Tab. 1 : Tableau récapitulatif des échantillons prélevés dans les formations alluviales de la Sarthe, de leur localisation, de leurs altitudes et de leur attribution à l’une des terrasses identifiées par Chantreau (2011).

Fig. 4 : Figures sédimentaires fluviatiles caractéristiques des alluvions de la Sarthe.

Fig. 4 : Figures sédimentaires fluviatiles caractéristiques des alluvions de la Sarthe.

(A) Stratifications fluviatiles. 1/ Stratifications entrecroisées du site de l’Enfournoir, commune de Spay, 2/ Stratifications obliques du site de Motocross, commune d’Allones. (B) Coupe schématique du profil. Cercle noir : emplacement de l’échantillon ENF_1701, dans des stratifications obliques de sables moyens.

Fig. 5 : Coupe schématique de basse terrasse de la Sarthe.

Fig. 5 : Coupe schématique de basse terrasse de la Sarthe.

Cercle noir : emplacement de l’échantillon MAL_1701, commune de Malicorne.

Fig. 6 : Coupe schématique de moyenne terrasse de la Sarthe.

Fig. 6 : Coupe schématique de moyenne terrasse de la Sarthe.

Cercles noirs : emplacement des échantillons BOP_1701 et BOP_1702, commune d’Avoise.

Fig. 7 : Coupe schématique de haute terrasse de la Sarthe.

Fig. 7 : Coupe schématique de haute terrasse de la Sarthe.

Cercle noir : emplacement de l’échantillon BEN_1701, commune de La Chapelle d’Aligné.

3.1.1 - Basses terrasses

14La nappe alluviale de plus basse altitude (T1a ou T1b), où MAL_1701 a été prélevé (+33 m NGF, +4 m altitude relative) (fig. 5), est composée à l’endroit du prélèvement de sables fins limoneux avec quelques lits discontinus de graves moyennes et fines. Par endroit, des lentilles d’argiles grises et noires sont observées. Cette sédimentologie a été majoritairement observée sur toutes les nappes de basses altitudes rencontrées sur le terrain.

3.1.2 - Moyennes terrasses

15Le site de la carrière de l’Enfournoir a révélé l’affleurement avec la plus grande puissance, puisque près de 4 m de dépôts ont été mis au jour et décrits (fig. 4. A.1. & 4. B.). Deux prélèvements, ENF_1701 et ENF_1702, ont été réalisés dans deux affleurements différents. Au vu de l’altitude et de la granulométrie, cette nappe s’apparente à une moyenne terrasse (+43 m NGF, +10 m altitude relative). La base de la coupe est constituée de graves moyennes à grossières de silex (2 à 5 cm). Ce niveau est surmonté par une alternance de sables moyens à fins et de lits de graves fines (1 à 2 cm), avant d’observer des sables moyens à litage oblique, ces derniers étant coiffés de graves moyennes à grossières (2 à 5 cm). Le tout est surmonté de deux mètres de sables limoneux.

16Le site du Bois de Peschseul, à +47 m NGF, environ +19 m par rapport à l’incision maximale, appartient également aux terrasses de moyenne altitude. Les échantillons BOP_1701 et BOP_1702 y ont été prélevés. Ce site présente l’affleurement avec les figures sédimentaires les plus marquées (fig. 6). A la base de la séquence une alternance de sables fins lités à pendage oblique est observable sur un mètre d’épaisseur. Un lit de graves moyennes (2 à 4 cm) lui est superposé, puis une couche de sables fins à moyens, le tout surmonté des graves moyennes.

3.1.3 - Hautes terrasses

17La coupe de l’affleurement de la Benestière, à (+61 m NGF, +33 m d’altitude relative) (fig. 7) présente un niveau de graves sur plus de la moitié inférieure de l’affleurement. Des lentilles de sables moyens, dont le litage oblique est souligné par des niveaux de graviers, sont plus nombreuses dans la partie supérieure de l’affleurement. L’échantillon BEN_1701 y a été prélevé.

3.2 - Méthodologie

18L’ensemble des sables prélevés dans les alluvions des différentes nappes reconnues dans la vallée de la Sarthe moyenne a été daté par la méthode de résonance de spin électronique (ESR) sur quartz optiquement blanchi. C’est une méthode dite « paléodosimétrique » qui se base sur les effets induits par la radioactivité naturelle environnante dans les grains de quartz présents dans le sédiment. Ces rayonnements ionisants vont « activer » des centres paramagnétiques présents au sein du réseau cristallin du quartz, par piégeage des électrons mis en mouvement. La quantité d’électrons piégés déterminée par spectrométrie ESR est proportionnelle à la durée d’exposition aux rayonnements et donc à la durée d’enfouissement du sédiment dans la formation alluviale, et au taux de rayonnement reçu par le quartz en une année, quantifié par spectrométrie gamma sur le terrain et en laboratoire.

3.2.1 - Blanchiment

19Dans le cas de datations par ESR sur des quartz sédimentaires, tels que ceux contenus dans les terrasses alluviales, il est indispensable qu’il y ait eu « une remise à zéro » du géochronomètre avant le dépôt des quartz, afin de dater cet évènement et non pas la genèse des grains : c’est le phénomène de « blanchiment ». Ici, on parle de blanchiment optique, car il se fait sous l’effet de la lumière solaire lors du transport du sédiment par la rivière avant son dépôt (Yokoyama et al., 1985 ; Voinchet et al., 2003, 2007).

20Une fois déposés par la rivière, et dès leur enfouissement, les grains de quartz vont de nouveau être soumis aux rayonnements ionisants générés par la radioactivité des radioéléments naturels (uranium, thorium et leurs descendants et potassium) présents dans le sédiment et dans une moindre mesure par le rayonnement cosmique, dont l’influence dépend de la localisation géographique de l’échantillon (altitude et latitude) et de l’épaisseur de sédiments qui le recouvre. La délocalisation des électrons et leur capture au sein des pièges dans le quartz vont donc reprendre. Ces pièges ou centres paramagnétiques vont alors accumuler des électrons au cours du temps, sur des durées pouvant atteindre plusieurs millions d’années (Toyoda & Ikeya, 1991). La dose d’irradiation accumulée depuis l’enfouissement, appelée paléodose, correspond à la quantité totale d’électrons piégés. On obtient lâge de léchantillon, c’est-à-dire la date de dépôt de ce dernier, en divisant cette dose par celle reçue en une année par l’échantillon, notée dose annuelle (Da).

3.2.2 - Protocole expérimental

21Une partie de la détermination de la dose annuelle commence sur le terrain. À l’emplacement de chaque échantillon, une mesure de spectrométrie gamma a été effectuée pendant 20 mn à l’aide d’un spectromètre gamma portable ORTEC (DigiDart) équipé d’une sonde NaI pour enregistrer les rayonnements émis par les radioéléments contenus dans le sédiment dans un rayon d’environ 30 cm. Cette mesure dosimétrique permet par extrapolation sur un an de déterminer la dose gamma que reçoit annuellement l’échantillon. Une fois en laboratoire, les doses de rayonnements alpha et beta produites par les radioéléments de chaque échantillon ont été déterminées à partir des teneurs en radioéléments de ces derniers mesurés au laboratoire par spectrométrie gamma à haute résolution et bas bruit de fond, à partir de la mesure d’une petite quantité de sédiment brut. La dose cosmique a été calculée en fonction de la latitude, de l’altitude et de la profondeur de l’échantillon et prise en compte pour la détermination de la dose annuelle qui correspond à la somme de ces différentes contributions. Enfin, la teneur en eau du sédiment, qui joue un rôle dans l’atténuation des rayonnements en diminuant la distance parcourue par ceux-ci, a été mesurée et prise en compte tant au niveau du calcul de la dose annuelle qu’en tant que facteur d’erreur de la mesure.

22La détermination de la paléodose s’effectue directement sur les grains de quartz. Les échantillons prélevés dans les nappes ont subi une série de manipulations physico-chimiques afin d’extraire une fraction granulométrique de quartz comprise entre 100 et 200 μm. La paléodose étant impossible à déterminer directement sur le quartz, elle peut être estimée par la méthode de « l’addition » sur multi-aliquotes afin de déterminer une dose équivalente à la paléodose, notée DE (Ikeya, 1981 ; Yokoyama et al., 1985). Pour cela, la fraction de quartz ainsi isolée est divisée en aliquotes dont une, appelée naturelle, est gardée telle quelle, une est blanchie pour déterminer la dose résiduelle dans le cas d’un des centres utilisés pour la datation, le centre aluminium Al, et les autres sont irradiées à des doses croissantes, afin d’être vieillies artificiellement. La totalité des aliquotes de cette étude a été mesurée par ESR avec un spectromètre Brucker EMX à basse température (107°K) au laboratoire de géochronologie de l’UMR7194 HNHP au MNHN (Paris).

23Dans le cas du centre Al, l’aliquote dite « blanchie » est une aliquote naturelle soumise à une lumière proche du spectre solaire dans un simulateur SOL2HÖNLE (Toyoda et al., 2000 ; Voinchet et al., 2003). L’intensité ESR de l’aliquote blanchie correspondant à la dose résiduelle non blanchie est ensuite retranchée à toutes les autres afin de ne pas surestimer la DE.

24Les intensités ESR ainsi obtenues ont ensuite été utilisées pour générer des courbes de croissance à l’irradiation. La dose équivalente a été déterminée par extrapolation mathématique de ces courbes de croissance (Ikeya, 1981 ; Yokoyama et al., 1985 ; Duval, 2008) en utilisant une fonction mathématique combinant une fonction exponentielle et une fonction linéaire.

3.3 - Le principe de la méthode multi-centres

25Lors de ce travail, l’approche « multi-centres » a été appliquée : les intensités de plusieurs centres paramagnétiques présents dans le quartz ont été systématiquement mesurées pour chaque aliquote. Il s’agit dans ce travail des centres aluminium (Al), titane-lithium (Ti-Li), et titane-hydrogène (Ti-H) (Toyoda et al., 2000). Ces centres sont complémentaires car ils ont un fonctionnement physique indépendant (Duval et al., 2015 ; Rixhon et al., 2017). Le centre Al est particulièrement abondant dans le quartz et son signal ESR est systématiquement observé. De plus l’intensité de ce signal est toujours élevée ce qui permet sa mesure précise. Les centres Ti, quant à eux, ont des intensités ESR plus faibles, par rapport au bruit de fond, rendant parfois les mesures de leur intensité moins précises (Duval & Guilarte, 2014). Ils permettent néanmoins d’aborder des gammes d’âges plus récentes, pour des échantillons compris entre quelques dizaines de milliers d’années (Ti-H) et le million d’année (Ti-Li) (Voinchet et al., 2020).

26Ces trois centres ont également des cinétiques de blanchiment différentes. En effet le centre Ti-H blanchit plus rapidement que le centre Ti-Li, qui lui-même blanchit plus rapidement que le centre Al (fig. 8) : 250 h et 550 h d’insolation artificielle sont respectivement nécessaires pour que les centres Ti-H et Ti-Li soient totalement blanchis alors qu’il faut plus de 800 h pour que le centre Al atteigne la valeur plateau correspondant à l’intensité de la dose résiduelle (Voinchet et al., 2003 ; Tissoux et al., 2007). Cette approche est donc intéressante pour tester la qualité du blanchiment pré-dépôt (Toyoda et al., 2000, 2006 ; Tissoux et al., 2007 ; Duval & Guilarte, 2014). Dans ce cas bien précis, l’approche multi-centres permet de mettre en évidence un éventuel blanchiment incomplet du centre le plus lent à être remis à zéro (c’est-à-dire le centre Al). En effet, si la DE déterminée avec le centre Al est très supérieure à celle déterminée à partir des centres Ti, cela suggère un mauvais blanchiment du centre Al, et donc l’existence d’une dose non vidangée avant le dépôt. Il convient de noter que cette dose vient s’ajouter à la dose résiduelle inhérente au centre Al. On pose alors le postulat que l’âge obtenu avec le centre Al est surestimé. Il en va de même pour la comparaison entre les DE obtenues par l’intermédiaire des centres Ti-Li et Ti-H. Les centres Ti-H blanchissant plus rapidement que les centres Ti-Li. Une différence entre les DE calculées avec ces deux centres peut signifier un mauvais blanchiment du centre le plus lent à blanchir, en l’occurrence le centre Ti-Li.

27Il faut néanmoins garder en mémoire que cette approche multi-centres ne peut être utilisée que pour des gammes d’âge où les différents centres sont utilisables. Les centres Ti blanchissent plus vite car ils sont moins « profonds » que le centre Al (c’est-à-dire que l’énergie nécessaire à leur vidange est moins importante) (Tissoux et al., 2012). Le corolaire est que le centre Al, blanchissant plus difficilement, sature également à de plus hautes doses d’irradiation. C’est la raison pour laquelle il peut être utilisé sur des gammes de temps plus grandes, pouvant atteindre plusieurs millions d’années (Laurent et al., 1998). Le centre Ti-H ne peut être utilisé que sur les échantillons supposés récents (Pléistocène moyen final et Pléistocène supérieur) (Miallier et al., 1994 ; Voinchet et al., 2020).

28L’approche multi-centres peut ainsi montrer deux choses : soit les DE calculées pour un même échantillon sont les mêmes, dans ce cas le blanchiment est optimal pour tous les centres et l’âge obtenu est robuste (Duval et al., 2017 ; Bartz et al., 2018), soit les DE calculées pour un même échantillon sont différentes, ce qui montre le mauvais blanchiment du ou des centres ayant la cinétique de blanchiment la plus lente.

Fig. 8 : Cinétique de blanchiment optique (insolation artificielle) des trois centres ESR du quartz utilisés dans ce travail

Fig. 8 : Cinétique de blanchiment optique (insolation artificielle) des trois centres ESR du quartz utilisés dans ce travail

(d’après Tissoux et al., 2007, modifié).

4 - Résultats et interprétations

29Les résultats obtenus sont présentés dans le tableau 2, de l’échantillon ayant la plus basse altitude relative à celui ayant la plus haute.

30Les âges ESR ont été déterminés en faisant le rapport de la dose équivalente, DE, sur la dose annuelle, Da (cf. 3.2.1). L’incertitude sur l’âge est déterminée à partir de l’incertitude de chacun des paramètres intervenant dans le calcul, elle est donnée à 1 σ.

4.1 - Doses annuelles

31La dose annuelle est composée entre autre de la dose gamma in situ et de la dose cosmique. Cette dose cosmique est comprise pour les échantillons analysés entre 123 et 183 μGy/a et ne varie pas énormément entre les différents échantillons. En revanche, les doses gamma in situ sont très variables, comprises entre 162 et 593 μGy/a. Elles vont fortement influencer les doses annuelles. Cette dose gamma in situ est liée directement à la nature du sédiment environnant l’échantillon dans un rayon de 30 cm environ. Les fortes variations inter-échantillons pourraient être expliquées par la présence des poches d’argile et par adsorption de l’uranium normalement lessivé (i.e. ENF_1701 et ENF_1702), par la présence de zones appauvries en radioéléments suite à un lessivage par des circulations d’eau qui n’auraient pas été observées lors des prélèvements, ou pourraient être liées à la variabilité minéralogique des sédiments (sédiments fin enrichis en argiles ou en minéraux potassiques par exemple).

4.2 - Doses équivalentes

32Les DE ont, quant à elles, été déterminées pour chaque échantillon en utilisant au moins deux centres paramagnétiques (Al et Ti-Li) pour les échantillons des moyennes et hautes nappes dont l’âge attendu était au-delà de la limite d’application du centre Ti-H. Pour les échantillons des basses nappes, supposées les plus récentes, les trois centres (Al, Ti-Li et Ti-H) ont été utilisés.

33Les DE et les âges déterminés à partir des centres Al montrent une dispersion importante et aucune corrélation entre les âges et les altitudes relatives n’a pu être établie. De plus, l’âge déterminé avec le centre Al est le plus souvent très supérieur à ceux des centres Ti (tab. 2). En se basant sur l’approche multi-centres, on peut supposer que les centres Al des quartz n’ont pas subi un blanchiment suffisant lors de leur transport avant le dépôt des sédiments sous forme de nappes alluviales. Ces centres Al possèdent des doses résiduelles parasites variables, qui amènent à des surestimations et à une grande variabilité entre les âges ESR-Al obtenus. Le phénomène observé dans la vallée de la Sarthe n’est pas un cas isolé, ce problème étant aussi connu dans certaines formations des vallées du Loir et de l’Aube. Comme dans ces deux autres vallées, l’explication la plus probable est la contamination des échantillons par les sables cénomaniens du substrat pendant la dernière phase de transport (Larue & Etienne, 1997 ; Voinchet et al., 2007 ; Chantreau, 2011), attestée par la présence de sables glauconieux dans les dépôts. Ces sables du substrat incorporés dans la matrice ne sont pas discernables. La faible distance sur laquelle ils ont été transportées est la cause d’un blanchiment très incomplet pour les centres Al, conduisant à la surrestimation systématiques des DE Al. Dans une minorité des cas les âges déduits avec les centres Al pourraient faire sens au regard de leur altitude, ou de datations obtenues sur d’autres systèmes pour des étagements équivalents, mais il a quand même été décidé, dans un souci d’objectivité, de les écarter systématiquement pour l’appréciation des résultats. Il faut noter une exception parmi les échantillons, HAR_1701, pour lequel toutes les DE utilisés sont quasiment identiques : 757 ± 65 Gy pour le centre Al et 740 ± 72 Gy pour le centre Ti-Li. Ils semblent que pour ce dernier les centres ont complètement été blanchis et que s’il y a eu contamination par les sables cénomaniens, les grains de quartz issus de ces derniers ont été suffisamment exposés à la lumière pour blanchir les centres Ti et les centres Al.

34Ici on peut suspecter un blanchiment plus poussé mais il peut avoir été incomplet également pour les centres titanes entrainant dans ce cas la présence d’une dose parasite. Ce risque nous a obligé à traiter différemment les échantillons issus des nappes les plus anciennes de ceux provenant des nappes les plus récentes. Le pourcentage de la dose Ti-résiduelle ou parasite par rapport à la dose accumulée varie fortement en fonction de l’âge des échantillons (Voinchet et al., 2015). De ce fait, pour minimiser l’impact de ce blanchiment potentiellement incomplet, nous avons choisi de privilégier l’utilisation du centre Ti-Li pour les nappes hautes et moyennes, et celui du centre Ti-H pour les plus basses.

35Par rapport aux courbes de croissance construites pour les centres Al, seuls les neuf points correspondants aux premières doses d’irradiation sont utilisés pour construire les courbes Ti. On note en effet sur les aliquotes les plus irradiées une décroissance quasiment systématique de l’intensité ESR du signal. Cette décroissance n’étant pas liée au comportement de l’échantillon en milieu naturel que l’on cherche à simuler (cf. discussion dans Voinchet et al., 2020), les points correspondant à ces aliquotes ont donc été retirés de l’extrapolation. Les courbes de croissance des centres Ti-H et Ti-Li ont un aspect différent qui est directement lié à la cinétique des pièges, beaucoup plus rapide dans le cas de Ti-H. On peut aussi noter une fluctuation des erreurs au niveau des points de la courbe de croissance selon les échantillons, sans doute en raison de l’hétérogénéité des grains de quartz (fig. 9). Par ailleurs, le centre Ti‑H, étant plus sensible à l’irradiation, il va présenter de manière générale des erreurs sur les points de mesure plus importantes que le centre Ti-Li. Malgré cela, les courbes de régression ne sont validées, et donc les DE acceptées, que si leur coefficient de détermination (R2) est proche de 1, ce qui était le cas de la totalité des échantillons dont les âges vont être discutés ci-dessous.

Tab. 2 : Résultats ESR obtenus sur les sédiments des formations alluviales de la Sarthe.

Tab. 2 : Résultats ESR obtenus sur les sédiments des formations alluviales de la Sarthe.

Données des calculs ESR et âges obtenus avec les différents centres (Al, Ti-Li, Ti-H) pour tous les échantillons : en noir, les données présentées dans les résultats et utilisées dans la discussion.

Fig. 9 : Courbe de croissance de doses équivalentes (DE) des centres Ti-Li et Ti-H.

Fig. 9 : Courbe de croissance de doses équivalentes (DE) des centres Ti-Li et Ti-H.

(A) DE du centre Ti-H de l’échantillon POR_1701. (B) DE du centre Ti-Li de l’échantillon MOTO_1701.

4.3 - Âges

36Les âges obtenus lors de ce travail sont présentés en fonction de l’altitude relative des échantillons par rapport à l’incision maximale, de la plus basse à la plus élevée. Le choix ayant été fait d’utiliser pour cette incision maximale des valeurs moyennes, variant de +32 à +27 m NGF entre Le Mans et Sablé-sur-Sarthe (Chantreau, 2011) (cf. 2.2), il faudra prendre en compte dans l’interprétation le fait qu’il puisse exister des décalages (fracturation et jeu de faille) que nous n’avons pas observé, et donc pas pris en compte ici. Les âges retenus pour chaque échantillon constitueront un âge maximum pour la mise en place du dépôt, car on ne peut garantir le blanchiment complet des centres Ti-H et Ti-Li (cf. partie 4.2.) et on ne dispose pas de résultats chronologiques indépendants.

37L’altitude relative la plus basse est celle de l’échantillon MAL_1701. L’utilisation du centre Ti-H a été jugée possible pour déterminer l’âge de son dépôt supposé relativement récent. Les deux centres paramagnétiques titanes du quartz ont donc été mis à contribution, deux DE ont été déterminées et deux âges ont été calculés : 50 ± 6 ka avec le centre Ti-H et 99 ± 6 ka avec le centre Ti-Li. On note que les âges ne sont pas cohérents entre eux. Le centre Ti-Li donne un âge plus élevé que celui du centre Ti- H. D’après la méthode multi-centres, le centre Ti-H blanchit plus rapidement. Compte tenu de la présence de limons et donc d’un transport en eau potentiellement un peu turbide, on suppose que le centre Ti-Li n’a pas été suffisamment blanchi lors de la phase de transport (Voinchet et al., 2015) et on retiendra l’âge Ti-H pour le dépôt, soit 50 ± 6 ka, mais cet âge pourrait se relever être un âge maximum.

38Le second échantillon de Malicorne-sur-Sarthe, MAL_1702, a été prélevé à +7 m. Comme pour MAL_1701 deux âges ont pu être déterminés : 169 ± 18 ka (Ti-H) et 595 ± 44 ka (Ti-Li). Pour une altitude aussi basse, l’âge Ti-Li apparait bien trop vieux. C’est donc une nouvelle fois l’âge du centre Ti-H de 169 ± 18 ka qui paraît le plus pertinent pour le dépôt de la nappe qui pourrait là encore, être un âge maximum.

39Les deux échantillons suivants, POR_1701 et POR_1702, proviennent de la commune de Chemiré-le-Gaudin qui se situe dans le tiers central de la zone étudiée et où la nappe de fond se trouve à +29 m NGF. Ils ont été prélevés aux altitudes relatives respectives de +7 et +5 m. Pour POR_1701 ont été obtenus : 141 ± 10 ka (Ti-H) et 546 ± 39 ka (Ti-Li). Là aussi les deux âges ne sont pas cohérents entre eux. Comme pour l’échantillon précédent, en utilisant la méthode multi-centres c’est l’âge du centre Ti-H qui paraît être le plus fiable : l’âge de 141 ± 10 ka constitue l’âge estimé, potentiellement maximum, pour le dépôt des alluvions. En ce qui concerne POR_1702, les âges 236 ± 20 ka (Ti-H) et 830 ±58 ka (Ti-Li) ont été obtenus. Comparé à l’âge du centre Ti-H, celui du centre Ti-Li apparait grandement surestimé. Tout comme POR_1701, l’âge de 236 ± 20 ka déterminé avec le centre Ti-H pourrait donner un âge maximum au dépôt de cette formation alluviale.

40Les échantillons ENF_1701 et ENF_1702, provenant d’une carrière dans la commune de Spay, située dans le secteur intermédiaire de la zone étudiée, ont été prélevés à des altitudes de +10 et +9 m par rapport au maximum de l’incision se trouvant ici à +32 m NGF. Si le résultat Ti-Li de l’échantillon ENF_1701 (313 ± 19 ka) paraît surestimé (sans être aberrant), celui de l’échantillon ENF_1702, 200 ± 10 ka, serait plus en accord avec une terrasse de cette altitude (voir Despriée et al. (2011) et Tissoux et al. (2011) pour la vallée du Loir).

41CP_1701 et CP_1702 proviennent d’échantillonnages ayant eu lieu dans la commune d’Avoise, localisée dans le dernier tiers de la zone d’étude. Ils ont été respectivement prélevés à +10 et +11 m. Les âges Ti-Li semblent cohérents avec l’altitude et entre eux (428 ± 21 ka pour CP_1701 et 478 ± 34 ka pour CP_1702).

42Les échantillons BOP_1701 et BOP_1702 (T4), provenant également d’Avoise, ont des altitudes relatives de +19 et +18 m. Les âges, respectivement de 386 ± 25 ka et 322 ± 25 ka, paraissent un peu trop récents au vu des altitudes relatives et des âges obtenus sur CP_1701 et CP_1702 appartenant à une terrasse plus basse.

43Dans la commune de Voivres, dans le premier tiers de la zone étudiée, plusieurs échantillons ont été prélevés. Celui dont l’altitude est la moins élevée (PEB_1701) est issu d’un prélèvement localisé à +18 m. L’âge obtenu est de 705 ± 33 ka.

44L’échantillon CDV_1702 prélevé dans la même commune, à +21 m, a donné un âge de 833 ± 123 ka.

45HAR_1701 (commune d’Avoise) est à +23 m. L’âge ESR Ti-Li est de 642 ± 63 ka. Il s’agit du seul échantillon où toutes les DE utilisés sont égales. Cet échantillon a été prélevé à proximité de la Vègre, le principal affluent de la Sarthe, où il repose sur un substrat calcaire écartant ainsi la probabilité d’une quelconque contamination par les sables cénomaniens. La nappe prélevée ici n’a peut-être pas été déposée par la Sarthe mais par la Vègre, ce qui pourrait expliquer la singularité de l’échantillon.

46L’échantillon MOTO_1701, issu de la commune d’Allones, se situe lui aussi à +23 m. L’âge déterminé avec le centre Ti-Li, de 695 ± 41 ka, semble un peu jeune au vu de l’altitude de la nappe.

47CO_1701 provient d’un échantillonnage dans une nappe située à +26 m, une nouvelle fois dans la commune de Voivres. Un âge Ti-Li de 670 ± 95 ka a été déterminé, et comme pour MOTO_1701, l’âge paraît récent.

48Un nouvel échantillon (CDV_1701) est issu d’un dépôt de la commune de Voivres situé à une altitude de +27 m, provenant d’un affleurement plus haut que celui de CDV_1702. L’âge ESR est ici 851 ± 54 ka.

49TREM_1701 provient d’un échantillonnage réalisé à +31 m d’altitude, dans la commune de Suze-sur-Sarthe (second tiers de la zone d’étude). L’âge ESR de 752 ± 55 ka ne semble pas cohérent avec l’altitude de prélèvement. Il pourrait s’agir d’échantillon dit de « plateau ». Ce type de quartz, prélevé sur des surfaces planes hautes, montre en général des rajeunissements qui ont été attribués à des modifications de l’environnement du sédiment en contexte d’exposition forte, aux conditions météorologiques et de pédogénèse/altération (Voinchet, 2002). Cela pourrait expliquer cet âge relativement jeune pour l’altitude.

50L’échantillon BAT_1701 a été prélevé à une altitude de +32 m, à Roézé-sur-Sarthe (également localisé dans le second tiers de la zone d’étude). L’âge obtenu est de 276 ± 19 ka. Il parait trop récent au regard de l’altitude relative de la nappe dans laquelle BAT_1701 a été prélevé. Lors du prélèvement, la question de la nature du sédiment s’est posée. Il pourrait en fait s’agir d’un dépôt de pente, ce qui expliquerait un âge si récent pour une telle altitude. Un retour sur le terrain serait pertinent pour vérifier la nature du dépôt.

51BEN_1701 est l’échantillon prélevé à l’altitude relative la plus élevée, et culmine à +33 m. Il provient de la commune de la Chapelle d’Aligné, commune la plus en aval de la zone d’étude. Il a donné un âge de 671 ± 55 ka. Tout comme TREM_1701, il pourrait s’agir d’un échantillon d’« alluvions » de plateau.

5 - Discussion

52Une échelle chronostratigraphique du système de la Sarthe (fig. 10) a été construite en couplant les âges obtenus avec les centres Ti-Li et Ti-H.

53Pour quatre échantillons, l’utilisation du centre Ti-H a été justifiée par la faible altitude du témoin alluvial échantillonné et donc par un âge présumé contemporain du Pléistocène supérieur (en se basant sur les résultats obtenus dans la vallée voisine du Loir). Il s’agit de MAL_1701 (+4 m rel.), POR_1702 (+5 m rel.), MAL_1702 et POR_1701 (+7 m rel.). Les âges Ti-H de ces échantillons sont respectivement de 50 ± 6 ka, 236 ± 20 ka, 169 ± 18 ka et 141 ± 10 ka. Dans la même gamme d’âge, mais avec une altitude légèrement plus importante, +9 m rel., on retrouve l’échantillon ENF_1702 daté de 200 ± 10 ka avec le centre Ti-Li. La grande variation de ces âges, malgré la faible variation des altitudes, laisse suggérer un emboîtement de ces basses nappes. En effet, selon les conditions tectoniques et climatiques locales, la rivière n’a pas toujours la compétence pour inciser jusqu’au substratum. Dans ce cas présent, lors d’une première phase, l’incision fluviatile atteint le substrat, puis les incisions survenant lors des cycles climatiques suivants ne vont éroder que les dépôts alluviaux sans atteindre le substrat, sans doute à cause d’un ralentissement de la surrection régionale (Bridgland & Westaway, 2008), ce qui a déjà été observé dans la vallée du Loir (Tissoux et al., 2011). Les dépôts succédant à ces incisions vont former des terrasses enchâssées dans les plus anciennes et seront alors qualifiées de « terrasses emboîtées ». Cette géométrie aura pour effet de mettre à une altitude similaire des alluvions d’âges différents. L’emboîtement des nappes les plus récentes est un phénomène déjà rencontré dans de nombreuse vallée du Bassin parisien, telles que le Cher ou le Loir (Despriée et al., 2011).

54On peut ainsi compléter le schéma des basses terrasses (fig. 10) initié dans la zone d’étude par Chantreau (2011) : MAL_1701 à +4 m ferait ainsi partie de la terrasse T1a qui serait datée de 50 ± 6 ka ; les échantillons MAL_1702 et POR_1701, situés tous deux à +7 m, appartiendraient à la terrasse T1b, pour laquelle un âge moyen pondéré de 153 ± 42 ka a pu être calculé ici; la terrasse T2 comprendrait les échantillons POR_1702 et ENF_1702 à +5 et +9 m pour lequel un âge moyen pondéré de 216 ± 54 ka a été obtenu.

55Le second échantillon du site de l’Enfournoir, ENF_1701, +1 m plus haut que ENF_1702, donne un âge Ti-Li de 313 ± 19 ka, qui correspondrait à une nappe T3, dans laquelle la nappe T2, représentée par l’échantillon ENF_1702 (200 ± 10 ka), viendrait s’emboîter.

56Les âges de ces échantillons de basses altitudes semblent indiquer une histoire plus complexe que celle envisagée précédemment avec un seul emboîtement entre T1a et T1b (Chantreau, 2011). Ils semblent montrer que les basses terrasses sont vraisemblablement toutes emboîtées et seraient au nombre de quatre, T1a, T1b T2 et T3, indiquant l’enregistrement des derniers cycles dans les basses nappes de la vallée.

57Les échantillons de la localité de Pesche seul, dans la commune d’Avoise, se divisent en deux groupes. Le premier, avec les échantillons CP_1701 (+10 m) et CP_1702 (+11 m), datés de 428 ± 21 ka et 478 ± 34 ka, est cohérent avec le schéma de la mise en place de la vallée qui se construit, mais ne correspond pas à l’attribution proposée par Chantreau (2011) à une terrasse T2 ou T3. Ces formations pourraient correspondre à une moyenne terrasse T4. En revanche, le second groupe, constitué des échantillons BOP_1702 (+18 m) et BOP_1701 (+19 m), paraît déconnecté de cette logique de mise en place du système fluviatile. Les âges Ti-Li, de 322 ± 25 ka et 386 ± 25 ka respectivement, s’intercalent entre ceux obtenus pour la T3 et ceux du Château de Pescheseul (T4), mais leur altimétrie est totalement discordante, puisque localisée environ 6 à 10 m plus haut que les témoins de la T4. La présence dans ce secteur de plusieurs failles importantes laisse supposer que le bloc sur lequel se trouvent les affleurements dont sont issus les deux échantillons BOP est possiblement remonté de plusieurs mètres (environ +10 m), depuis le dépôt de la nappe il y a 320 ka. Ce genre de décalage est déjà connu dans d’autres vallées du Bassin parisien, notamment la vallée voisine du Loir (Despriée et al., 2003 ; Tissoux et al., 2011).

58L’intervalle de 200 ka qui semble séparer la terrasse T4 et la mise en place des dépôts de la T5 (PEB_1701, MOTO_1701 et CO_1701 datés respectivement de 705 ± 33, 695 ± 41 et 670 ± 95 ka) montre qu’il pourrait manquer une terrasse avant celle dénommée T5, si l’hypothèse d’un contrôle surtout climatique observé régionalement dans les autres vallées du Bassin parisien est vérifiée. Cette terrasse manquante pourrait n’avoir pas été repérée dans le paysage, être totalement érodée ou avoir été peu ou pas enregistrée dans ce secteur. Même si le facteur tectonique joue sûrement un rôle, ce manque ne peut être expliqué par ce dernier. Pour la T5, les trois échantillons ont des altitudes relatives différentes (+18, +23 et +26 m respectivement), semblant mettre en évidence une histoire tectonique complexe de ce secteur. Sans que l’on puisse présumer de l’altitude relative de la T5, cette terrasse aurait un âge compris entre 600 et 750 ka. L’échantillon HAR_1701, culminant à +23 m, et daté à 642 ± 63 ka, pourrait appartenir à cette nappe. Néanmoins cet échantillon prélevé dans la commune d’Avoise se trouve sur un témoin de nappe situé à proximité de l’affluent principal de la Sarthe, la Vègre. Compte tenu du comportement atypique de cet échantillon, on ne peut pas écarter l’hypothèse que son dépôt soit déconnecté de l’histoire de la Sarthe.

59Les deux échantillons, CDV_1701 et CDV_1702, proviennent de la même localité. L’âge, l’altitude, et la proximité géographique de ces deux affleurements, peuvent laisser suggérer un phénomène d’emboîtement, cela dépend notamment de l’épaisseur de ces nappes. Dans ce cas on aurait une T6 (CDV_1702, +21 m, 833 ± 123 ka), inscrite dans une T7 (CDV_1701, +27 m, 851 ± 54 ka), ce qui diffère une nouvelle fois de la T5 présumée. Les trois derniers échantillons provenant des terrains culminant à plus de +30 m, sont TREM_1701, BAT_1701 et BEN_1701. Le décalage entre cette altimétrie et les âges (respectivement 752 ± 55, 276 ± 19 et 671 ± 55 ka) ne permettent pas de les intégrer dans le schéma d’installation du système fluviatile de la Sarthe. Par ailleurs, en ce qui concerne TREM_1701 et BEN_1701, ils ont été prélevés dans des affleurements situés sur le plateau et non pas dans la vallée proprement dite, avec les possibles biais de datation que des prélèvements dans de telles alluvions résiduelles peuvent impliquer (voir Voinchet, 2002). Ces formations ont en outre une morphologie et une orientation (fig. 3) qui semblent indiquer qu’elles ne font pas partie du système actuel de la Sarthe et pourraient correspondre à des terrasses d’un paléo cours d’eau aujourd’hui disparu, paléo cours de la Sarthe ou d’un ancien affluent (Mary & Grenèche, 1986 ; Larue & Etienne, 1997). Concernant BAT_1701, il n’est pas exclu que la datation ait porté sur un dépôt de pente, d’où l’âge très récent obtenu.

Fig. 10 : Synthèse des âges ESR obtenus en fonction de l’altitude des témoins alluviaux étudiés de la Sarthe moyenne, corrélés avec les stades isotopiques marins (Lisiecki et Raymo, 2005).

Fig. 10 : Synthèse des âges ESR obtenus en fonction de l’altitude des témoins alluviaux étudiés de la Sarthe moyenne, corrélés avec les stades isotopiques marins (Lisiecki et Raymo, 2005).

6 - Synthèse

60D’après les résultats exposés, montrant une bonne corrélation entre les dépôts des terrasses et les stades isotopiques marins, on peut construire le schéma suivant (fig. 11).

61Dans ce travail huit terrasses du système alluvial de la Sarthe ont finalement été datées. Il y a quelques divergences entre les appartenances présumées des nappes issues des travaux antérieurs (Chantreau, 2011) et nos datations, cela étant dû à la fois à l’emboîtement des nappes, au jeu tectonique, à la disparition de certains affleurements et à la variation des déterminations d’altitude (cf. 2.2). Les nappes se répartissent en deux groupes séparés par une lacune d’environ 200 ka. Comme dans la vallée du Loir, le premier groupe, concernant les dépôts du fond de la vallée de T1a à T4, montre un emboîtement quasi-systématique des nappes. Le second groupe concerne les nappes situées en haut de versant et indique que le début de l’incision de la vallée s’est produit il y a environ 850 ka. Dans cette première phase, il y aurait déjà eu une tendance à l’emboîtement, qu’il faudra confirmer ou infirmer, notamment pour la T5 avec la découverte de nouveaux témoins permettant enfin d’en préciser l’altitude.

62L’attribution d’un âge aux nappes alluviales datées, en regard des données sédimentologiques et stratigraphiques, permet aujourd’hui de proposer un profil en long (fig. 12), qui replace les échantillons de cette étude et les témoins alluviaux décrits dans la littérature (Chantreau, 2011) en fonction de leur altitude et de leur localisation par rapport au cours de la Sarthe.

Fig. 11 : Synthèse des résultats chronologiques obtenus et esquisse de létagement des terrasses de la moyenne vallée de la Sarthe.

Fig. 11 : Synthèse des résultats chronologiques obtenus et esquisse de l’étagement des terrasses de la moyenne vallée de la Sarthe.

Position des terrasses en fonction des âges et des altitudes des échantillons sur échelle chrono-climatique (stades isotopiques marins d’après Lisiecki et Raymo, 2005).

Fig. 12 : Profil en long du bassin versant de la Sarthe moyenne et position des écntillons datés (âges en ka) dans cette étude.

Fig. 12 : Profil en long du bassin versant de la Sarthe moyenne et position des écntillons datés (âges en ka) dans cette étude.

La Sarthe actuelle apparaît en bleu, les barrages et écluses en noirs.

7 - Conclusion

63Cette étude de géochronologie s’est appuyée sur les travaux de Chantreau (2011) qui avait produit une séquence du bassin versant de la Sarthe moyenne fondée sur la stratigraphie relative et la géomorphologie. Les datations apportées ici ont permis de subdiviser un certain nombre des nappes qu’il avait identifiées et de produire une figure synthétique actualisée de l’étagement des terrasses.

64L’approche multi-centres utilisée lors de cette étude a mis en exergue la vraisemblable contamination systématique des échantillons par des grains de sables mal blanchis issus des formations cénomaniennes sous-jacentes. Les âges obtenus avec le centre Al, grandement surestimés, n’ont donc pas été retenus dans ce travail. Ce n’est pas un cas isolé puisque ce problème est aussi visible dans les vallées du Loir et de l’Aube (Despriée et al., 2003, 2011 ; Voinchet et al., 2007). Les âges ESR dans cette étude ont donc été déterminés en utilisant principalement le centre Ti-Li et dans le cas des nappes les plus basses, le centre Ti-H.

65Les premiers dépôts alluviaux de la vallée actuelle de la Sarthe que nous avons pu datés sont mis en place à la fin du Pléistocène inférieur et indiqueraient que l’incision de la vallée a débuté aux alentours de 850 ka. Il s’agit des terrasses T7/T6 dans la commune de Voivres, déposées entre les stades isotopiques 24 et 19 (en prenant compte des incertitudes). La terrasse T5, datée du Pléistocène moyen et d’une puissance de plus de 10 m, semble emboîtée dans la précédente. Elle s’est formée entre les stades isotopiques 17 et 16. Après cette terrasse suit une absence d’enregistrement sur plus de 10 m et un saut temporel de 200 ka. Une nappe semble donc manquante. Les terrasses de basse altitude se succèdent enfin, toutes emboîtées et datées du Pléistocène supérieur. Elles sont nommées T4 à T1a, et se sont déposées entre les stades isotopiques 12 et 3.

66Ce travail a montré que la plupart des cycles glaciaire/interglaciaire majeurs du Pléistocène moyen ont été enregistrés. On constate néanmoins un hiatus dans cette succession de dépôts alluviaux entre 700 et 500 ka (entre les terrasses T5 et T4). D’autres hiatus moins évidents, essentiellement pour les périodes anciennes, peuvent être liés à des cycles moins marqués, comme cela a été suggéré pour d’autres vallées du Bassin parisien, et à un défaut de découverte. Enfin, cette étude met également en évidence une tectonique active récente, datée entre le Pléistocène moyen et supérieur, comme cela a déjà été montré dans le Bassin parisien, notamment dans la vallée du Loir (Despriée et al., 2003 ; Tissoux et al., 2011).

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Carte du substratum géologique du bassin versant de la Sarthe moyenne : localisation du secteur étudié
Crédits d’après Chantreau, 2011, modifié
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 153k
Titre Fig. 2 : Coupes transversales synthétiques des terrasses alluviales de la moyenne vallée de la Sarthe.
Légende Coupe entre Le Mans et Guécélard. (B) Coupe entre Noyen-sur-Sarthe et Sablé‑sur‑Sarthe (d’après Chantreau, 2011, modifié). Toutes les terrasses alluviales ont été échantillonnées, exceptée la T8.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 105k
Titre Fig. 3 : Modèle numérique de terrain (MNT) du secteur de la Sarthe moyenne.
Légende Les terrasses alluviales et la localisation des échantillons prélevés y sont reportées. L’altitude absolue dans le secteur varie de 0 m (zone blanche) à +  100 m (zone foncée).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 109k
Titre Tab. 1 : Tableau récapitulatif des échantillons prélevés dans les formations alluviales de la Sarthe, de leur localisation, de leurs altitudes et de leur attribution à l’une des terrasses identifiées par Chantreau (2011).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 152k
Titre Fig. 4 : Figures sédimentaires fluviatiles caractéristiques des alluvions de la Sarthe.
Légende (A) Stratifications fluviatiles. 1/ Stratifications entrecroisées du site de l’Enfournoir, commune de Spay, 2/ Stratifications obliques du site de Motocross, commune d’Allones. (B) Coupe schématique du profil. Cercle noir : emplacement de l’échantillon ENF_1701, dans des stratifications obliques de sables moyens.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 180k
Titre Fig. 5 : Coupe schématique de basse terrasse de la Sarthe.
Légende Cercle noir : emplacement de l’échantillon MAL_1701, commune de Malicorne.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 52k
Titre Fig. 6 : Coupe schématique de moyenne terrasse de la Sarthe.
Légende Cercles noirs : emplacement des échantillons BOP_1701 et BOP_1702, commune d’Avoise.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 61k
Titre Fig. 7 : Coupe schématique de haute terrasse de la Sarthe.
Légende Cercle noir : emplacement de l’échantillon BEN_1701, commune de La Chapelle d’Aligné.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 62k
Titre Fig. 8 : Cinétique de blanchiment optique (insolation artificielle) des trois centres ESR du quartz utilisés dans ce travail
Légende (d’après Tissoux et al., 2007, modifié).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 81k
Titre Tab. 2 : Résultats ESR obtenus sur les sédiments des formations alluviales de la Sarthe.
Légende Données des calculs ESR et âges obtenus avec les différents centres (Al, Ti-Li, Ti-H) pour tous les échantillons : en noir, les données présentées dans les résultats et utilisées dans la discussion.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 151k
Titre Fig. 9 : Courbe de croissance de doses équivalentes (DE) des centres Ti-Li et Ti-H.
Légende (A) DE du centre Ti-H de l’échantillon POR_1701. (B) DE du centre Ti-Li de l’échantillon MOTO_1701.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 55k
Titre Fig. 10 : Synthèse des âges ESR obtenus en fonction de l’altitude des témoins alluviaux étudiés de la Sarthe moyenne, corrélés avec les stades isotopiques marins (Lisiecki et Raymo, 2005).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 77k
Titre Fig. 11 : Synthèse des résultats chronologiques obtenus et esquisse de l’étagement des terrasses de la moyenne vallée de la Sarthe.
Légende Position des terrasses en fonction des âges et des altitudes des échantillons sur échelle chrono-climatique (stades isotopiques marins d’après Lisiecki et Raymo, 2005).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 68k
Titre Fig. 12 : Profil en long du bassin versant de la Sarthe moyenne et position des écntillons datés (âges en ka) dans cette étude.
Légende La Sarthe actuelle apparaît en bleu, les barrages et écluses en noirs.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14267/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 89k
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Pour citer cet article

Référence papier

Iale Serin‑Tuikalepa, Pierre Voinchet, Hélène Tissoux, Yoann Chantreau et Jean‑Jacques Bahain, « Chronologie de la mise en place du bassin versant de la Sarthe moyenne par datation ESR sur quartz optiquement blanchis via l’approche multi-centres », Quaternaire, 31/3 | 2020, 187-204.

Référence électronique

Iale Serin‑Tuikalepa, Pierre Voinchet, Hélène Tissoux, Yoann Chantreau et Jean‑Jacques Bahain, « Chronologie de la mise en place du bassin versant de la Sarthe moyenne par datation ESR sur quartz optiquement blanchis via l’approche multi-centres », Quaternaire [En ligne], 31/3 | 2020, mis en ligne le 01 janvier 2021, consulté le 02 août 2021. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/14267 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.14267

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Auteurs

Iale Serin‑Tuikalepa

Bureau de Recherches Géologiques et Minières, DGR/GAT, 3 avenue Claude Guillemin, FR-45060 ORLÉANS cedex. Courriel : i.serintuikalepa@brgm.fr; UMR7194 HNHP, MNHN-CNRS-UPVD, Département Homme et Environnement, Muséum national d’Histoire naturelle, 1 rue René Panhard, FR-75013 PARIS.

Pierre Voinchet

UMR7194 HNHP, MNHN-CNRS-UPVD, Département Homme et Environnement, Muséum national d’Histoire naturelle, 1 rue René Panhard, FR-75013 PARIS. Courriel : pvoinch@mnhn.fr

Articles du même auteur

Hélène Tissoux

 Bureau de Recherches Géologiques et Minières, DGR/GAT, 3 avenue Claude Guillemin, FR‑45060 ORLÉANS cedex. Courriel : h.tissoux@brgm.fr; UMR7194 HNHP, MNHN‑CNRS-UPVD, Département Homme et Environnement, Muséum national d’Histoire naturelle, 1 rue René Panhard, FR‑75013 PARIS.

Articles du même auteur

Yoann Chantreau

SRA/DRAC Bretagne, Avenue du Pr. Charles Foulon, FR-35700 RENNES. Courriel : yoann.chantreau@culture.gouv.fr; UMR 6566 CReAAH, Centre de recherches en Archéologie, Archéosciences, Histoire, Campus de Beaulieu, Avenue du Général Leclerc, FR-35042 RENNES cedex.

Articles du même auteur

Jean‑Jacques Bahain

 UMR7194 HNHP, MNHN-CNRS-UPVD, Département Homme et Environnement, Muséum national d’Histoire naturelle, 1 rue René Panhard, FR-75013 PARIS. Courriel : bahain@mnhn.fr

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