# Le Golfe de Larchant : dalles de grès superposées, développement des chaos et altérations cryogéniques

Médard Thiry

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Médard Thiry. Le Golfe de Larchant : dalles de grès superposées, développement des chaos et altérations cryogéniques. MINES Paris - PSL, Centre de Géosciences. 2025, 10 p. hal-05021879

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Sortie géologique du jeudi 10 avril 2025

# Le Golfe de Larchant : dalles de grès superposées, développement des chaos et altérations cryogéniques

Médard Thiry, MINES Paris - PSL, Centre de Géosciences,
35 rue St. Honoré, 77305 Fontainebleau medard.thiry@free.fr

DOI: 10.13140/RG.2.2.10019.36646

La sortie a deux objectifs : (1) décortiquer les caractéristiques géomorphologiques et les relations mutuelles entre les dalles superposées pour replacer leur formation dans une dynamique spatiale ; (2) essayer de faire une distinction entre blocs de grès libérés récemment des escarpements et les blocs qui ont été profondément altérés par exposition aux intempéries et qui pourraient éventuellement être des témoins chronologique de l'évolution des paysages. Le livret d'accompagnement débute par le rappel de notions qui seront mises en avant pour argumenter les observations et leurs interprétations.

## Le modèle dunaire (Alimen, 1936) qui a prévalu pendant 50 ans.

La coïncidence fréquente entre grésification et alignements dunaires avait conduit à interpréter la formation des grès comme concomitante de la formation des dunes et du dépôt des Calcaires d'Etampes. La silice aurait été concentrée par évaporation dans la frange capillaire au-dessus de la nappe phréatique contenue dans les dunes. Plusieurs problèmes sont apparus à la réflexion. (1) L'évaporation des eaux du sol sera réduite et complètement annulée dès qu'un début de cimentation des sables est réalisée (plus de porosité), dans ce cas comment cimenter des dalles épaisses ? (2) Les eaux des lacs inter-dunaires sont carbonatées (dépôt de calcaire), comment obtenir par évaporation des eaux qui déposeraient de la silice en sommet des dunes ? (3) Les carrières montrent sans ambiguïté des dalles superposées et des dalles qui cimentent des sables marins, il faudrait imaginer plusieurs épisodes d'émersion dont on n'a pas trace ?
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Schéma de formation des grès par évaporation dans les dunes, après formation des dunes et avant leur recouvrement par le calcaire d'Etampes. (Alimen, 1936).

## Les éléments acquis les 30 dernières années

Les forages (plus de 400), ainsi que les travaux d'infrastructures et les observations dans les sablières, montrent que l'extension des grès quartzitique est limitée aux zones d'affleurement des sables et ne s'étendent pas à plus de 200 à 500 m en arrière des affleurements (Thiry et al. 1988 ; Thiry et al. 2013). De plus, les grès forment communément des niveaux superposés. Sur cette base :

* la relation étroite entre les grès et la géomorphologie actuelle suggère que la cimentation de la silice s'est produite à une époque relativement récente, après le creusement des vallées (donc au Plio-Quaternaire) et uniquement à proximité des zones où ils affleurent actuellement ; et

* les dalles de grès subhorizontales suggèrent que la silicification était liée aux niveaux d'eau souterraine et que leur superposition résulte de l'incision des vallées.

A partir de ces observations il a été proposé que les silicifications étaient liées à des nappes phréatiques qui s'écoulaient par les sources à la base des pentes sableuses (Thiry et al. 1988).

L'âge de la silicification a été confirmé par la datation de calcites de Fontainebleau enchâssées dans les grès. Ces calcites sont caractéristiques d'environnements froids et leurs âges sont centrés sur les périodes glaciaires (Thiry 2016 ; Thiry et al. 2020), les plus récentes datant d'environ 25 000 ans (dernière glaciation).

Ce lien avec les périodes froides suggère que la précipitation de silice a été déclenchée par des conditions froides : la solubilité de la silice augmente avec la température et diminue lorsque la température baisse, ce qui provoque sa précipitation (Thiry et al. 2015 ; Thiry et al. 2017). La position et l'âge des grès suggère que la précipitation de silice a été déclenchée par le refroidissement des eaux souterraines à mesure qu'elles s'approchaient et étaient évacuées à travers les sables superficiels froids pendant les périodes glaciaires (Thiry et Milnes 2024a).

Il faut encore souligner que la silice est très faiblement soluble et de ce fait des volumes gigantesques d'eaux sont nécessaires pour cimenter une dalle de grès. Par ailleurs, on ne peut pas envisager qu'une dalle de grès se soit cimentée en même temps sur toute son épaisseur : un début de cimentation détournerait les flux phréatiques et une cimentation totale ne serait jamais atteinte. La cimentation s'est faite par addition de couches successives, ce que montre la structure interne
des grès (Thiry et al. 2017). Les grès fossilisent en quelque sorte les écoulements phréatiques et les corps silifiés permettent dans les cas favorable de préciser les directions d'écoulement et les régimes hydrauliques qui ont nourri les cimentations (Thiry et Milnes 2024b).

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Schéma hydrogéologique et thermique des zones de précipitation de la silice pendant les périodes froides du Quaternaire. La précipitation de la silice intervient en bordure du Plateau de Beauce par refroidissement de l'eau de la nappe à la base des sols froids ou du pergélisol.

## Altération météorique : croûtes indurées et réseaux polygonaux

Sur les pentes des chaos rocheux, les blocs de grès s'arrondissent et acquièrent des morphologies particulières liées aux agressions météoriques. Deux faciès sont particulièrement caractéristiques : les sommets des dômes se couvrent d'une **croûte siliceuse** de 0,3 à 1 cm d'épaisseur (THIRY et al. 1984), qui par altération est mise en relief sur le pourtour du dôme, alors que sur les flancs et à la base des dômes se développent des sillons formant des réseaux **polygonaux**.

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Altération météorique d'un bloc de grès en forme de dôme. (1) croûte secondaire couvrant la partie supérieure du mégaclaste, la dureté de la croûte est bien marquée par sa mise en relief par altération/dissolution du grès sous-jacent (flèches), (2) réseau polygonal de fissuration fine du grès superficiel sur le flanc du dôme qui se désagrège et s'altère plus rapidement le long de cette fissuration. Gorges d'Aprement, P720.
Au début de nos travaux, nous avions argumentés que les croûtes sur-silicifiées se formaient par évaporation des eaux porales du grès (THIRY et al. 1984). Il faut probablement revenir sur cette interprétation, comme pour la formation des grès par évaporation, un début de cimentation de la croûte arrêterait l'évaporation. Il est plus vraisemblable que là aussi c'est le froid qui est à l'origine de cette précipitation de silice à partir des eaux porales du grès. Les sillons formant des réseaux polygonaux sont apparemment dus à des dilatations/retraits de la couche superficielle sous l'influence des variations de température (FRÂNZLE 1971 ; THIRY 2017). Croûtes et polygones sont des figures caractéristiques des blocs de grès qui ont subi une longue altération. Ils peuvent être les témoins d'anciennes surfaces exposées, par opposition aux morphologies qui supportent des grès sans ces marques d'altération (cf. chaos rocheux rattachés aux escarpements de grès), et ainsi permettre de préciser les dynamiques de la mise en place des paysages.

## Disposition et variabilité des niveaux de grès

Les niveaux de grès du "Golfe" se disposent selon trois niveaux principaux qui se marquent dans la topographie par des replats : un niveau inférieur compris entre 75-80 m, c'est à dire tout à la base des sables, à peine 3-5 m au-dessus du Calcaire de Château-Landon ; un niveau intermédiaire entre 90-95 m ; et un niveau supérieur entre 110 et 115 m correspondant au sommet de l'escarpement de la Dame Johanne et la platière attenante.

En fait les niveaux ne sont pas aussi réguliers que peut le laisse penser la schématisation ci-dessus. Ils présentent d'importantes variations latérales d'épaisseur sur les 3 km de la coupe depuis la Roche au Diable (juste à la sortie nord de Larchant) et l'escarpement de la Dame Johanne. Le niveau inférieur est apparemment absent sur le versant sud de la Roche au Diable, le niveau intermédiaire n'y excède pas 2 m de puissance et le niveau supérieur débute à 110 m d'altitude par une dalle de moins d'un mètre d'épaisseur qui supporte une petite nappe qui alimente la Fontaine St Mathurin et le sommet de la colline montre deux autres dalles d'épaisseur métrique, l'ensemble de forme aucun escarpement marqué, alors qu'à 3 km au nord la dalle, ou plutôt l'empilement de lentilles de grès de la Dame Johanne forme une falaise massive de 30 m, avec le Rocher de la Dame Johanne qui avec ses 15 m de haut et le rocher le plus haut de tout le Massif de Fontainebleau.

Les grès montrent aussi de nombreuses variations morphologiques. Le niveau inférieur présente souvent des litages, des morphologies en fuseaux et "boursoufflures" et localement des grès ferrugineux, alors que le niveau intermédiaire et surtout supérieur présente des facies beaucoup plus massifs et blancs. Ces variations de faciès sont probablement liées aux faciès primaires des sables plus hétérogènes à la base (lités et de granulométries contrastées) et plus homogènes au sommet (sables dunaires mieux triés). Des morphologies distinctives apparaissent localement, comme par exemple des grès à cavités ou niches décimétriques qui correspondent à des volumes qui n'ont pas été silicifiés, probablement des nodules ou zones calcitiques au sein des sables, des cavités
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Carte de situation avec tracé de la coupe géologique présentée à droite. Couleur mauve clair = Sables de Fontainebleau ; couleur orange = Calcaire d'Etampes au-dessus des sables et Calcaire de Château-Landon sous les sables ; la courbe pointillée est une extrapolation des morphologies dunaires projetées sur le plan de coupe. Les grès (en gris) ont été levé au pas-à-pas, mais sont très schématisés. Les épaisseurs sont représentatives, en revanche les relations entre les lentilles et leur extension vers l'intérieur des sables est une schématisation (en rapport avec ce que l'on connaît dans les sablières exploitées). Les grès avec des réseaux polygonaux sont figurés en jaune. Les figurés en pointillés représentent des grès (lentilles et rochers) qui se trouvent à quelques 300 m à l'est de la coupe (plus proche du Marais) et donnent donc des indications de variation latérales. Carte IGN rando Loxane.

plus petites et alignées horizontalement qui correspondent à la dissolution des d'assemblages de cristaux (critallarias) de Calcite de Fontainebleau qui se sont également formées en contexte froid, mais avant la cimentation siliceuse (Thiry et Milnes 2024a). Localement se distinguent des grès à structures verticales de 2 à 3 cm de diamètre, moins cimentées, qui correspondent aux niveaux à terriers de crustacés (ophiomorpha) communs dans les sables.

## Epaisseur des grès et paléohydrologie des écoulements de la nappe

Comme les grès se sont formés par une lente précipitation de silice soluble contenue dans les eaux phréatiques, les grès fossilisent et figurent les écoulements des anciennes nappes souterraines. Dans ce cadre génétique, l'imposante masse de grès de la l'escarpement de la Dame Johanne correspond à un débit cumulé beaucoup plus important dans ce secteur que nulle part ailleurs et éventuellement aussi à des temps de fonctionnement plus long, donc une pérennité des écoulements souterrains dans ce secteur. Le gouffre du Marais de Larchant, qui met en communication la nappe des Sables de Fontainebleau (nappe de Beauce) avec la nappe de Brie reliée au Loing par un réseau karstique et qui fonctionne éventuellement depuis le début de l'incision du Loing, il y a environ 2 Ma, conduit à envisager que l'imposante dalle de la Dame Johanne résulte de l'engouffrement de la paléo-nappe au niveau du Marais. Cette disposition permettrait aussi d'expliquer l'important épaississement de la dalle du niveau intermédiaire (près de 10 m d'épaisseur) en se rapprochant du marais, au niveau de la Roche au Diable.

L'analyse des directions d'écoulement de la paléo-nappe à partir de l'orientation des fuseaux de grès pourrait donner des arguments dans ce sens. Les premières orientations relevées pendant la préparation de cette sortie ont montré des orientations de structures gréseuses en direction du Marais : (1) à la Roche au Diable, direction E vers le Marais ; (2) des orientations plutôt NE, oblique par rapport au Marais, dans la grotte des Dégoutants à Ratard ; (3) des orientations SE, en direction du Marais, à la base de la dalle inférieure, à l'extrémité occidentale de l'ensemble du chaos du Requin (continuité occidentale de l'escarpement de la Dame Johanne).
## Localisation des blocs de grès à réseaux polygonaux.

Les blocs à réseaux polygonaux ne sont ni plus, ni moins fréquents à Larchant que dans les nombreux chaos de grès du sud de l'Île-de-France, de Nemours à Fontainebleau et jusqu'à Rambouillet et Saint-Quentin-en-Yvelines. Comme ailleurs, ils se rencontrent sur les platières dénudées et dans la partie distale (aval) des chaos. Les blocs des chaos les plus spectaculaires et ceux proches de l'escarpement ne présentent pas de réseaux polygonaux, ni de formes en dôme. Les réseaux se rencontrent dans les contextes géomorphologiques où ils ont été longtemps exposés aux intempéries, et vraisemblablement au moins depuis la dernière glaciation. Le long de la coupe explorée, ils sont notamment abondants : (1) sur la platière qui domine le chaos de l'Eléphant et sur le pourtour de ce chaos ; (2) sur le sommet et le pourtour du Mont Simonet et enfin ; (3) au-dessus de l'escarpement de la Dame Johanne, avec en particulier les faciès spectaculaires de la platière encombrée du Maunoury dans sa partie orientale. Un exemple particulièrement frappant se situe à proximité du sentier "bleu", entre la Rte de La Justice et la Rte de Bois d'Hyver. C'est un un groupement de 3-4 blocs à polygones qui sont posés sur la dalle de grès du niveau inférieur qui ne présente pas de polygones. Les réseaux polygonaux y sont particulièrement bien développés, avec fissures, et bombements centraux bien marqués, et l'un des blocs présente de profondes cannelures qui divergent depuis sont sommet. Ces cannelures sont équivalentes aux "carènes" de dissolution qui affectent les monolithes granitiques en bordure de mer et sur les vieux cratons stables (cf. NE du Brésil et Huluru au centre de l'Australie). Ces cannelures sont relativement rares dans les chaos de grès du sud de l'Île-de-France et renforcent le caractère mature et ancien des blocs affectés. Dans le cas présent, il faut probablement rattacher ces blocs au chaos du Rocher de la Justice qui est actuellement à environ 100 m au sud, tout en ne pouvant pas exclure un rattachement au chaos du Mont Simonet qui est néanmoins nettement plus éloigné. La position isolée de ces blocs donne une idée de l'importance des déblayement des paysages (100 m sur environ 50.000 ans si on prend en référence la dernière glaciation).

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Coupe schématique au nord du Rocher de La Justice montrant la position de blocs à réseaux de polygones et cannelures de dissolution (en bistre) posés sur la platière de la dalle inférieure.
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Blocs à Polygones et cannelures posés sur la platière inférieure à alvéoles ; P142.

## Paysages locaux et déblayement des plateaux du Bassin de Paris

L'incision des rivières et les érosions subséquentes qui ont dégagé les plateaux superposés du Bassin de Paris ont débuté au Plio-Pléistocène, il a environ 2 Ma (Luteau 1948 ; Choley 1960 ; Larue et Etienne 2002).

Sans vouloir démontrer ni même argumenter quoi que ce soit, on peut par curiosité essayer de "quantifier" la vitesse de l'érosion régressive qui a pu conduire au dégagement du plateau de Brie à partir de l'incision des vallées de la pré-Seine et de la pré-Marne. Le centre de la Brie se situe à peu près à 30 km de La-Ferté-sous-Jouarre, tout comme Provins et Corbeil-sur-Essonne, qui est aussi à peu près à 30 km du front de dégagement du plateau de Brie en rive gauche de la Seine. Ceci peut signifier que le dégagement du plateau de Brie a pu se faire de manière homothétique et de façon similaire dans toutes les directions. La similarité étant probablement une résultante des pentes d'érosion aux profils comparables.

Si on réfère ces 30 km au début des incisions du bassin il y a 2 Ma, on peut poser l'équation :

$$30 \text{ km} / 2.000.000 \text{ années} = 30.000 \text{ m} / 200 = 150 \text{ m} / 10.000 \text{ ans.}$$

De façon surprenante, cette valeur est du même ordre de grandeur que le recul de l'escarpement du Rocher de La Justice par rapport aux blocs à polygones et cannelures de dissolution examinés ci-dessus, dont les 100 m de recul avaient été rapportés aux 50.000 ans depuis la dernière glaciation. Je répète, ceci n'est pas une démonstration argumentée sur des faits datés et des mécanismes vérifiés. Mais c'est parfois à partir de ce type d'intuition que débute un axe de recherche.
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Cadre géomorphologique de la disposition des plateaux superposés du Bassin de Paris.
(A) Carte géologique du Bassin de Paris. Les flèches schématisent les retraits d'escarpement qui ont conduit au dégagement du plateau de Brie par érosion des Sables de Fontainebleau; leur longueur est des 30 km. (B) Coupe schématique des plateaux superposés des dalles de grès existent dans toutes les formations sableuses qui forment un escarpement entre les plateaux.

Références bibliographiques

Alimen H. 1936. Etude sur le Stampien du Bassin de Paris. Mém. Soc. Géol. Fr., 31, 309 p.

Cholley A. 1960. Remarques sur la structure et l'évolution morphologique du Bassin de Paris. *Bulletin de l'Association des Géographes Français* 7, 2-26.

Fränzle O., 1977. Die Opferkessel im quarzitischen Sandstein von Fontainebleau. Zeitschrift für Geomorphologie, N.F., 15, p. 212-235.

Larue J.-P., Etienne R. 2002. Les Sables de Lozère et les Sables de Sologne : nouvelles interprétations de deux décharges détritiques du Miocène inférieur, issues de la
paléo-Loire (Bassin parisien, France). *Bulletin Société Géologique de France* 173, 185-192.

Lutaud L. 1948. L'évolution morphologique du Bassin tertiaire parisien et le site de Paris. *Bulletin Société Royale Belge de Géographie* 72, 149-187.

Thiry M. 2016. Les Calcites de Fontainebleau : occurrence et genèse. Bulletin Association Naturalistes Vallée du Loing, 89 (3), p. 111-133. https://minesparis-psl.hal.science/hal-01408426v1

Thiry M., 2017, Altération thermique des grès : croûtes indurées et réseaux polygonaux - (Buthiers, 77). Excursion ANVL du 05 novembre 2017, livret guide, document pédagogique N° E 171105MTHI, Centre de Géosciences, École des Mines de Paris, Fontainebleau, France, 14 p. https://minesparis-psl.hal.science/hal-01630992v1

Thiry M., Milnes A. 2024a. Quaternary periglacial silicifications in the Paris Basin. BSGF, Earth Sciences Bulletin 2024, 195, 11, 30 p. https://www.bsgf.fr/articles/bsgf/pdf/2024/01/bsgf230004.pdf

Thiry M., Milnes A., 2024b. Paléohydrologies à l'origine des grès de Fontainebleau : restitution à partir de la morphologie des grès. Bull. Ass. Natur. Vallée Loing, 102, p. 2-13.

Thiry M, Bertrand-Ayrault M, Grisoni JC, Ménillet F, Schmitt JM. 1988. Les grès de Fontainebleau : silicification de nappes liées à l'évolution géomorphologique du bassin de Paris durant le Plio-quaternaire. Bull. Soc. géol. Fr., 8, p. 419-430.

Thiry, M., Innocent, C., Girard, J.-P., Milnes, A.R., Franke, C., Guillon, S., 2020. Sand calcites as a key to Pleistocene periglacial landscapes. *Quaternary Research* 101, p. 225-244.

Thiry M., Liron M.N., Dubreucq P., Polton J.-C. 2017. Curiosités géologiques du massif de Fontainebleau, Guide géologique, BRGM Editions., 115 p.

Thiry, M., Millot, R., Innocent, C., Franke, C., 2015. *The Fontainebleau Sandstone: bleaching, silicification and calcite precipitation under periglacial conditions*. Field trip guide, AIG-11, Applied Isotope Geochemistry Conference, September 21st to 25th 2015, Orléans, France, 26 p. https://minesparis-psl.hal.science/hal-01236712/file/Thiry&al_2015_field_guide_AIG_Orl%C3%A9ans.pdf

Thiry M., Panziera J.P., Schmitt J.-M. (1984).- Silicification et désilicification des grès et des sables de Fontainebleau. Evolutions morphologiques des grès dans les sables et à l'affleurement.- *Bull. Inf. Géol. Bassin Paris*, 21(2), p. 23-32.

Thiry M., Schmitt J.-M., Innocent C., Cojan I. 2013. Sables et Grès de Fontainebleau : que reste-t-il des faciès sédimentaires initiaux ? 14ème Congrès Français de Sédimentologie, Paris 2013, Trois excursions géologiques en région parisienne, Livre d'excursions, Publication ASF, 74, p. 37-90.