Histoire géologique des environs de Nozay

La commune de Nozay est située à l’articulation de trois secteurs topographiques : le plateau légèrement ondulé s’étendant entre la forêt du Gâvre et la vallée du Don, le secteur déprimé de Derval et l’extrémité sud-est de la zone des rides appalachiennes du Castelbriantais.

D’où une diversification du relief en deux grands ensembles, les collines de l’ouest et la partie est, caractérisée par une succession nord-sud de rides et de dépressions.

Les collines de l’ouest constituent la retombée nord du plateau du Gâvre; elles bordent la rive gauche du Don jusqu’à la hauteur de Guénouvry. Elles s’arrêtent approximativement à la ligne nord-sud Grandjouan-le Petit-Perray; cette limite est à mettre en relation avec la faille de décrochement des Vallées. L’altitude maximale atteint environ 95 m à Mérel et à Bel-air.

La Partie est s’ordonne autour de la dépression où coulent les ruisseaux de Cétrais et de la Mare de l’Aune. Cette dépression, orientée est-ouest, établie sur un pli synclinal (Linel-Coisbrac) a une altitude oscillant entre 28 et 35 m. Elle a probablement constitué jusqu’à une époque assez récente un niveau de base local où s’accumulaient les eaux de ruissellement, et les particules fines remaniées par l’érosion diffuse, ce qui, lié à l’imperméabilité du substrat géologique, expliquerait son mauvais drainage. Le relief s’élève progressivement vers le sud jusqu’à atteindre la ligne de partage des eaux entre les bassins versants du Don et de l’Isac. Cette ligne Ouest-Est, qui se raccorde aux collines de l’ouest, culmine entre 62 et 85 mètres (Est du Feu-Geslin) : Elle traverse ensuite la commune d’Abbaretz et se prolonge par un coteau jusqu’à la Meilleraye et la forêt d’Ancenis.

Le rejeu récent de failles anciennes a été le principal facteur de répartition des paysages ; l’accident principal correspond à l’abrupt dédoublé La Villatte-La Ville-au-Chef, lié à une faille limitant le flanc nord du synclinal de Linel et marquant le contact avec les schistes d’Angers et l’Ordovicien supérieur. Ce mouvement tectonique a entraîné le basculement vers le nord du bloc  Les Grées-La-Ville-au-Chef, et vers le sud de celui du Coudray, ainsi que le soulèvement uniforme du secteur de la Croix-Jarry.

Par voie de conséquence, le ruisseau de Cétrais, autour duquel est organisée l’hydrographie communale, a dû franchir cet ensemble soulevé par des gorges, creusées à mesure que se développaient les mouvements tectoniques, ou suivant les fractures secondaires. La pente générale décroît progressivement vers le nord, vers le ruisseau de Sauzignac dont le cours passe d’amont à aval de 26 (Bois-Hubert) à 15 m (confluence avec le Don). À noter que les marais de Cétrais sont en fait une tourbière, forme relique d’une période climatique plus froide.

La lithologie a donc une influence mineure dans le façonnement du relief : ceci se traduit dans la partie ouest par une non-conformité entre l’orientation générale des moutonnements (O.S.O.-E.N.E.) et les affleurements (E.S.E.-O.N.O.). Les roches ont des degré de résistance comparable à l’altération et à la météorisation puisqu’il s’agit de séries schisteuses peu métamorphisées avec veines gréseuses, ou parfois plus grossières (poudingues). Seuls les schistes d’Angers sont plus résistants., ce qui a contribué à accentuer le dénivelé engendré par les mouvements tectoniques (abrupt La Villatte-La-Ville-au-Chef).

Les caractéristiques de cet affleurement expliquent l’ancienneté des carrières : avant 1914, l’exploitation de l’ardoise pour la construction (murs et couverture) était la première activité après l’agriculture puisqu’elle comptait 300 ouvriers et artisans (?).

Rapport de présentation du POS de Nozay 1976

Du point de vue géologique, Nozay se rattache au plateau méridional de la Bretagne.

La majeure partie de la commune est recouverte de schistes et de grès en bandes parallèles, d’orientation Est-Ouest. Le secteur du bourg de Nozay est occupé par des sables rouges et graviers, le fond des vallées (exemple : la vallée du Don) est tapissé d’alluvions modernes (argiles grises).

Les schistes peuvent avoir des aspects différenciés, il faut distinguer :

Les schistes et grès d’Abbaretz : ce sont des schistes argileux verdâtres disposés en dalles où s’intercalent des phtanite pâles et des grès tendres de même que des lits de minerai de fer. Leur couleur est blanche ou rouge, parfois violacée.

Les schistes rouges de Saint-Perreux : dans ces schistes, le fer s’isole souvent dans les fentes des parties altérés; ils alternent avec des schistes homogènes vert-bleuâtre. Signalons la présence, dans cette couche, d’un filon de quartz contenant de la cassitérite (minerai d’étain) exploité dès l’époque romaine et où l’on a retrouvé des débris gaulois.

Les schistes d’Angers : cette couche schisteuse perd sur la commune ses caractères ardoisiers, fournissant une roche massive (pierre verte) que l’on peut scier en tous sens. Cette pierre verte est exploitée depuis longtemps à Nozay (palis, poteaux de vigne, pierres de construction, auges…) dans les quartiers de La Villatte, Les Mernais, Les Grées, La Colle… Cette activité a pratiquement disparu aujourd’hui.

Les schiste maclifères de Nozay : ce sont des schistes qui ont subi des déformations mécaniques ce qui leur confère des aspects moins réguliers et moins purs que les schistes d’Angers.

Les schistes et Arkoses de Bains : cet étage est formé de schistes argileux gris verdâtres, bariolés par altération, avec couches minces interstratifiées de schistes sombres. Le sommet de la formation devient plus gréseux (Grandjouan).

Les grès de Redon forment trois bandes parallèles (Est-Ouest) se rejoignant dans la partie ouest. Ce sont des grès micacés argileux se présentant sous la forme de dalles et pouvant passer à des schistes rouges. 

  Préétude d’Aménagement foncier  DDAF 44

HISTOIRE GÉOLOGIQUE

Paléozoïque

L'histoire géologique de la région débute au Cambrien moyen avec la mise en place du leucogranite de Lanvaux (phase 1).

Une sédimentation détritique succède à cette émersion (Groupe de Bains-sur-Oust) avec des caractères épicontinentaux à cachet cambrien; toutefois la présence de sédiments briovériens en profondeur n'est pas exclue.

L'enveloppe ordovicienne de cette série semble concordante, bien que la plupart des contacts soient tectonisés.

La deuxième phase de mise en place du granite de Lanvaux (phase II) à l'Ordovicien moyen ne se traduit pas par un changement fondamental de la sédimentation qui conserve son caractère épicontinental.

Toutefois, la présence locale de conglomérats à la base du Grès armoricain peut être en relation avec des paléoreliefs liés à cette deuxième phase.

A partir de l'Arénigien et pendant tout l'Ordovicien, la transgression s'est développée avec des caractères analogues à ceux connus au Sud de Rennes.

Ces caractères sont plus ou moins oblitérés au Sud de la ride de Lanvaux par la tectonique et le métamorphisme hercyniens, sans que l'on puisse observer un changement dans les conditions de sédimentation, au moins jusqu'au Silurien.

Le rôle de haut-fond joué par le granite de Lanvaux ne s'est pas prolongé au-delà du Cambrien:

l'enveloppe sédimentaire externe de la ride de Lanvaux montre clairement par la présence des grès de l'Arénigien et des schistes d'Angers que la région est restée immergée jusqu'à l'Ordovicien moyen.

La Formation de Riadan marque un retour à la sédimentation argileuse, de part et d'autre de l'axe de Lanvaux.

Le Silurien débute par des sédiments arénisés ("Grès de base" de la Formation de la Chesnaie au Nord, "grès d'Abbaretz" et de "l'Eclys" au Sud) sub-contemporains d'une dernière phase magmatique du granite de Lanvaux (phase III).

La série se poursuit classiquement au Nord par les "Schistes moyens" et la formation gréseuse de Poligné.

A l'approche de l'accident directionnel de Malestroit - Angers, certains de ces termes sont occultés ;

au Sud, les écaillages, les failles inverses chevauchantes ne permettent pas non plus une distinction fine de ces différentes formations.

Cependant, au Nord comme au Sud, les ampélites et les phtanites à faune graptolitique constituent un repère important:

on remarque l'absence des premières zones de Graptolites du Llandovérien,

le Llandovérien inférieur pouvant être représenté par la Formation de la Chesnaie ou ses équivalents.

Dans le synclinorium de Saint-Julien-de-Vouvantes, les sédiments siluriens les plus récents sont datés du Wenlockien et du Ludlowien pro parte,

alors que dans le synclinorium de Saint-Georges-sur-Loire, les phtanites livrent une faune de la partie moyenne. du Llandovérien, le Wenlockien et le Ludlowien paraissant constamment absents.

La présence, au Nord, d'une écaille de Dévonien inférieur à la Bodinais en Pierric constitue le témoin le plus récent du Paléozoïque de la région (grès à P. monnieri du Lochkovien).

Dans le synclinorium de Saint-Georges-sur-Loire, une sédimentation argilo-gréseuse (Formation de Fégréac) succède aux  sédiments lagunaires ou marins carbonés du Llandovérien (phtanites et ampélites) ;

quelques rares indices volcano-sédimentaires Oamprophyres, tuffites) apparaissent au-dessus des phtanites, traduisant un retour à l'instabilité et à l'ouverture du domaine.

L'âge du toit du Complexe de Saint-Georges-sur-Loire est mal connu, il ne dépasse pas le Silurien (Ludlowien ?) dans la région de Nozay.

Plus à l'Est (feuille Angers), des calcaires associés à des roches volcaniques ont livré une faune du Ludlowien ; d'autres affleurements carbonatés contiennent des fossiles du Dévonien inférieur (Praguien).

On observe d'ailleurs la même succession dans la partie orientale du synclinorium de Saint-Julien-de-Vouvantes (région d'Angers et d'Erbray), celle-ci montantjusqu'au Famennien.

La tectogenèse régionale est marquée par une suite d'événements dont le principal serait une phase tangentielle du Sud vers le Nord qui pourrait se situer au Silurien final; cette phase compressive ferait chevaucher la série de Saint-Georges-sur-Loire dont la base est d'âge Llandovérien, sur un autochtone auquel on attribue un âge Ordovicien supérieur (P. Ledru et alii, 1986).

Une phase distensive succèderait à ce charriage (tufs rhyolitiques de Rieux d'âge Famennien), cette phase étant scellée par un cisaillement ductile senestre précédant la compression hercynienne majeure (phase bretonne) accompagnée par les intrusions syntectoniques de leucogranites.

Un cisaillement ductile dextre déforme l'ensemble des structures antérieures (y compris les filons de quartz stannifères du granite de Nozay datés à 325 ± 10 M.A.): ce dernier événement est contemporain du cisaillement dextre sud-armoricain daté à 316 ± 10 M.A.

La compression hercynienne engendre au Nord de la ride de Lanvaüx des plis en relais déversés ou faillés du Nord vers le Sud, certains plis n'étant que légèrement déjetés.

L'orientation moyenne de ces structures varie de N 80 à N1000 E.

Elles forment localement un angle de 200 par rapport à l'axe de l'anticlinorium de Lanvaux, grande structure renversée du Sud vers le Nord, dont le flanc nord est cisaillé à l'Est de Derval jusqu'à Baud dans le Morbihan.

Au Sud de l'axe de Lanvaux, une compression du Sud vers le Nord est accompagnée dans le synclinal de Nozay, par la montée syntectonique du granite de Nozay dont l'auréole de métamorphisme et le champ filonien sont sensiblement parallèles aux axes des structures hercyniennes.

Le flanc nord du synclinorium de Saint-Georges-sur-Loire est affecté de plis déversés du Sud vers le Nord, ce qui explique la répétition des niveaux gréseux et phtanitiques.

Une phase de fracturation subméridienne postérieure a provoqué un décrochement dextre de toutes les structures.

Cer.taines de ces fractures ont une importance régionale et sont jalonnées par des petites anonlalies gravimétriques et des grabens tertiaires (alignement Quessoy - Vallet, passant par Bréhain, Nozay, Saffré).

Au niveau de Nozay, le décrochement semble avoir une composante verticale: le granite de la Ville-Foucré à l'Est de la faille est abaissé de 40 mètres par rapport au granite du Houx à l'Ouest.