1.1.2 Terrains mésozoïques et cénozoïques du Bassin parisien
1.1.2.3. Terrains cénozoïques
La sédimentation marneuse se prolonge jusqu’à la fin de l’Oxfordien inférieur. Elle affleure dans les falaises littorales du pays d’Auge (falaises des Vaches-noires). Une nouvelle plate-forme carbonatée oolithique et récifale se développe le long de la bordure Est-armoricaine à l’Oxfordien moyen (Dugué, 1989).
Quelques modestes constructions récifales sont construites le long du rivage armoricain, au mont Canisy, à la Roque Baignard, près de Lisieux ou à Bellême, dans le département de l’Orne. Ce régime carbonaté est de nouveau enseveli sous les marnes dès l’Oxfordien supérieur dans le Nord ou évolue dans des environnements carbonatés proches de l’émersion, dans le sud.
1.1.2.2. Terrains crétacés
À la fin du Jurassique, l’émersion de la Normandie se poursuit jusqu’au début du Crétacé inférieur, les témoins d’une pédogènèse n’étant conservés que dans le centre Cotentin(Rioult & Juignet, 1965 ; Dugué, 2007).Une vaste plaine alluviale recouvre la Normandie (faciès wealdiens), avec des argiles et des sables azoïques avec de fréquents niveaux organiques. La transgression crétacée s’amorce à l’Aptien et à l’Albien, en Normandie. Les premiers dépôts marins crétacés sont détritiques, les lacunes d’érosion ou de dépôt sont fréquentes, tout comme les déformations, mais les nombreux dépôts glauconieux marquent les différentes étapes de la transgression crétacée sur la Normandie. La sédimentation crayeuse s’impose au Cénomanien et persiste probablement jusqu’au Maastrichtien (Bignot, 1987 ; Quesnel et al. 1996). La fraction carbonatée de la craie est prédominante et sa fraction détritique (argiles et sables) très faible. La sédimentation crayeuse recouvre toute la Normandie et quelques témoins de ses altérites sont encore conservés loin des auréoles d’affleurements actuels, comme sur les hauteurs du Mont Pinçon ou sur le granite de Flamanville (Vérague, 1996). Les faciès crayeux ne sont toutefois pas homogènes et la puissance des craies qui est de l’ordre de 250 m en Haute Normandie a été en partie contrôlée par un système de hauts-fonds et de sillons plus subsidents (Juignet, 1971a).Il est probable que le Bray constitue un haut fond au Cénomanien, pour redevenir subsident à la fin du Cénomanien supérieur. L’axe de la Seine est un haut fond au Cénomanien, mais une gouttière subsidente du Turonien au Sénonien.
1.1.2.3. Terrains cénozoïques
L’histoire cénozoïque de la Haute Normandie ne présente plus la relative simplicité de celle du Mésozoïque. L’évolution cénozoïque de la haute Normandie est à rapprocher de celle de la cuvette parisienne (Mégnien, 1980 ; Bignot, 1987) décrite par plusieurs transgressions et régressions, en partie guidées par la gouttière de la Seine, mais aussi par les déformations entre la fin du Crétacé et le début du Tertiaire qui ont érodé les dépôts précédents. À l’écart de ces multiples va-et-vient en direction de la cuvette parisienne, y déposant calcaires, sables et argiles marins, lacustres ou continentaux, le reste de la Normandie est soumis à des altérations et dissolutions continentales laissant sur place une épaisse couverture des produits de décalcification des terrains jurassiques et crétacés avec les argiles à silex. Mais, plus à l’ouest, des dépôts marins cénozoïques sont aussi préservés dans le bassin subsident du centre Cotentin qui est en relation étroite avec les transgressions venues de l’océan Atlantique (Dugué, 2007).
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Les déformations entre la fin du Crétacé et le début du Tertiaire ont mollement ondulé les terrains crayeux de la Normandie en plis à grand rayon de courbure et surtout facilité son décapage estimé en certains endroits entre 150 et 200 m d’épaisseur (Bignot, 1987). Cette surface d’érosion irrégulière a facilité la préservation des premiers dépôts marins tertiaires, dans le Vexin normand (Montien), mais elle n’a pas été retrouvée sous les dépôts thanétiens, en mer de la Manche, sans doute effacée par la transgression. Ces ondulations orientées NW-SE (Figure III.2) décrites dans l’Artois, pays de Bray, Roumois et dans le Perche (Hébert, 1876 ; Dollfus, 1890-1891, 1900 ; Bertrand, 1892 ; Klein, 1973 ; Dewolf, 1982) contrôlent les transgressions paléogènes dans le bassin de Paris (Cavelier & Pomerol, 1979 ; Mégnien et al., 1980). Elles traduisent les déformations compressives intraplaques de l'orogénèse alpine s.l. (phase pyrénéo-provençale).
Les dépôts cénozoïques de la Haute-Normandie sont variés et de faible épaisseur, présentant de multiples variations latérales de faciès. Les avancées et reculs de la mer ont été canalisés par l’axe de la Seine à l’ouest et par le haut fond du Bray à l’est. Les déformations les plus importantes sont enregistrées en Normandie à l’Oligocène, en relation avec l’inversion des accidents de la mer de la Manche. Il s’ensuit un changement de l’évolution paléogéographique, à la limite Éocène-Oligocène en Haute Normandie comme dans le Centre Cotentin. L’Oligocène inférieur marque aussi l’amorce d’une dégradation climatique, dans l’Atlantique Nord. À partir de l’Oligocène, l’évolution paléogéographique de la cuvette est strictement continentale et la gouttière de la Seine devient un ombilic de la mer de la Manche. Au sud de la Seine et à l’ouest de l’Eure, jusqu’au delà de la Touques, il existe de nombreux gisements de sables et conglomérats assimilés aux Sables de Fontainebleau stampiens (Quesnel, 1997). La mer oligocène s’est avancée largement en avant de l’axe de la Seine, tandis que des calcaires lacustres du Stampien supérieur se déposent de part et d’autre de la Seine (Mesni-Verclives, Bonneville). En revanche, le pays de Caux est dépourvu d’indices oligocènes. De nouveau, l’histoire miocène différencie les deux régions normandes. Les faluns à bryozoaires du Miocène moyen (Helvétien) sont trouvés dans le centre Cotentin, prolongeant l’extension de la mer des faluns de Touraine, Anjou et Bretagne, et décrits en mer de la Manche occidentale et centrale (Dugué, 2007). Il est probable que la haute Normandie demeure émergée au Miocène supérieur et soumise à l’érosion, mais un témoin remanié a été préservé dans le Falun de Fécamp.
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Figure III.2 Cartographie ancienne des axes d’ondulations et des failles dans la craie crétacée (Hébert, 1876). Légende : Système de plis SE-NO - AA, BB, CC : bombements du Perche ; DD : faille de Fécamp à Lillebonne ; DE :
faille ou bombement de Lillebonne à Villequier ; DF : bombement de Fécamp à Pavilly ; FGHKL : faille de Pavilly à Rouen, Thosny, Blaru et Neauphle-le-Château ; MN : bombement de Beynes à Meudon ; PQR : Axe du Bray ; ST : Axe de la Bresle ; UVX : axe de l’Artois. Système de plis SO-NE – abcd : pli de Fécamp à Fruges, par Dieppe et le Tréport ;
efgh : pli de Rouen à Arras, par Aumale et Picquigny ; klm : pli de Vernon à Breteuil ; nop : pli de la Ferté-Bernard à Compiègne.
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Au début du Pliocène (Zancléen), seul un indice biostratigraphique est fourni par le Falun de Fécamp à l’entrée de la gouttière de la Seine, tandis qu’il faut attendre le Pliocène supérieur pour que la transgression remonte les vallées du centre Cotentin (transgression « redonienne ») et la gouttière de la Seine (Argiles de la Londe) (Dugué et al., 2012). Une sédimentation sableuse, grossière, puis plus fine, fluviatile à fluvio-marine, envahit la gouttière de la Seine (Sables de Lozère). Son âge discuté est attribué aujourd’hui au Pliocène inférieur (Sables de Lozère) et se poursuit au Pléistocène inférieur (Tiglien, Sables de Lozère II) (Dugué et al., 2009) (Figures I.7 et I.8).
Au-dessus, les Sables de Saint-Eustache (environ 30 m) affleurent sur le Roumois et le Caux et sont interprétés comme les représentants haut normands de la transgression tiglienne (Pléistocène inférieur) qui a déposé des sables quartzeux d’origine tidale dans le centre Cotentin et le Bessin (Sables de Saint Vigor) (Baize, 1998 ; Dugué et al., 2000). Dans le Centre-Cotentin, cette série détritique marine enregistre ensuite une régression liée à la dégradation climatique de la fin du Pléistocène inférieur (Tiglien C4 ? - Waalien, ressentie dans toute l’Europe du NW, avec la présence de blocs glaciels, dans un environnement estuarien interne (Dugué et al., 1997 ; Baize, 1998 ; Dugué & Tessier, 1999), puis la mise en place d’un système uvia le de haute énergie (Sables de la Lande de Millières, 25 m) entre l’Éburonien et le Waalien) (Clet-Pellerin et al., 1997) s’écoulant vers le NNE, en direc on d’une paléovallée des Veys se raccordant au fleuve de la Manche.