Week-end géologique sur le littoral cauchois

20 & 21 Octobre 2018

Notice composée par Jean-Claude Staigre (Octobre 2018)

à partir de documents de divers auteurs cités en orientation bibliographique

Cette excursion est organisée par l’Association des Professeurs de Biologie et de Géologie (Rennes),

sous la conduite de Jean-Claude Staigre, géologue du Centre Normand d’Etude du Karst et membre

du Conseil Régional du Patrimoine Géologique de Normandie. Le rendez-vous du samedi est fixé à

10h30 sur le parking Aquacaux à Octeville (76).

Intervenants du C.N.E.K. : Jean-Claude Staigre (gélogie, paléontologie, karstologie)

Laurent Magne (hydrogéologie et climatologie)

Stéphane Chedeville (sédimentologie karstique)

Nicolas Lecoq (Physicien, conservateur-adjoint de la g. des Petites Dales

1 – PRÉSENTATION

Le but de cette excursion est d’appréhender la géologie du bassin de Paris et de Londres, à partir

d’observations sur les falaises d’Octeville, d’Etretat et de Fécamp. Le dimanche matin sera consacré

à une approche du karst de la craie grâce à une visite de la grotte des Petites Dales à Saint-Martin-

aux-Buneaux (76).

Les étages et formations suivants seront analysés et prospectés en fonction des affleurements :

Kimméridgien, Aptien (Sables), Albien (Poudingue ferrugineux, Gault, Gaize), Cénomanien,

Turonien, Coniacien. La morphologie littorale et la stratigraphie événementielle seront abordées en

particulier sur le site d’Etretat.

1.1 Contexte géologique

Le Bassin Parisien est le plus grand des trois bassins sédimentaires français. Il couvre la majorité de

la moitié Nord de la France avec une superficie de 110 000 km2 environ. Le fond du bassin repose

sur un socle constitué de roches éruptives et plutoniques et de roches métamorphiques, vestiges

érodés du massif hercynien vieux de 300 ma tandis que le pourtour est ceinturé par le massif

armoricain, le massif central et les Ardennes.

Son histoire est celle du remplissage en phases successives d’une vaste dépression occupée pendant

de longues périodes par des mers ou des lacs, dont la courbure s’est irrégulièrement accentuée, sous

le poids croissant des sédiments d’une part, et en raison de mouvements tectoniques d’autre part. Les

couches sédimentaires qui composent le bassin parisien sont ordonnées selon leur âge : des plus

récentes au centre aux plus anciennes en périphérie.

A la fin du Jurassique, il y a environ 150 millions d’années, après une longue émersion de la

Normandie, la transgression mondiale du Crétacé fait progressivement monter le niveau de la mer

pour atteindre à partir du Cénomanien une hauteur d’eau maximale d’au moins 200 m par rapport au

niveau actuel. Par-dessus les sables de l’Aptien, se dépose les argiles et marnes très fossilifères de

l’Albien suivies d’une sédimentation de plus en plus calcaire et chargée en glauconie représentée par

la craie du Cénomanien. Ensuite, au Turonien, apparaît une craie marneuse puis une craie pauvre en

silex. C’est à partir de ce moment puis au Coniacien que se dépose une boue marine sous une tranche

d’eau haute d’environ 150 m. Ce sédiment, qui après diagénèse deviendra la craie blanche, est

calcaire à plus de quatre-vingt-dix pour cent. Cette craie blanche est composée essentiellement de

débris de nannoplancton calcaire en particulier les coccolithes auxquels viennent s’ajouter une

microfaune pélagique et benthique de foraminifères et d’ostracodes.

. Coccolithus Pelagicus - cliché Hannes Grobe AWI. Quelques composants de la craie (échelle non commune) ‘ tiré

de craie-crihan

Au Coniacien, ce type de sédimentation continue mais les ammonites si fréquentes aux étages

inférieurs disparaissent, la macrofaune de la craie se résumant surtout à des échinodermes, des

bivalves et des brachiopodes. Au dépôt de la craie coniacienne s’ajoute celle du Santonien puis du

Campanien, portant l’épaisseur totale du dépôt crayeux poreux a au moins 200 m.

Toutes ces craies ne sont pas aussi homogènes qu’il y paraît, loin s’en faut. En effet, on peut

observer dans les falaises du pays de Caux et aussi bien sûr celles de la vallée de la Seine, des

alternances régulières de lits de silex et de niveaux de craie indurées, les hardgrounds. Ces derniers

correspondent à des phases de forts courants empêchant la sédimentation carbonatée, avec pour

conséquence une induration de la surface propice à la vie des animaux fouisseurs.

Les alternances de craie et de lits de silex, d’une régularité remarquable, sont les marqueurs des

cycles de Milancovitch, lesquels sont essentiellement commandés par les trois paramètres que sont

l’excentricité de l’orbite terrestre, l’obliquité terrestre et la précession des équinoxes. Ces trois

facteurs ayant des conséquences sur la quantité d’énergie solaire reçue sous les hautes latitudes et

donc sur les températures, cela se traduit soit par une prolifération du planton calcaire dans les

intervalles chauds, soit par des apports de silice d’origine continentale favorisant les animaux à

squelettes siliceux comme les spongiaires (spicules) pendant les périodes où la mer est un peu plus

froide. Les silex proviennent de l’épigénisation du calcium par la silice, laquelle est d’origine

continentale. Ce remplacement peut se manifester sous différentes formes, les plus courantes étant

les bancs de silex, les rognons de silex et certaines sismites. Cette épigénisation est aussi responsable

du remplissage siliceux fossilisant des vides préexistants comme les terriers d’animaux fouisseurs ou

les tests d’oursins. Enfin, du point de vue stratigraphique, la craie a aussi enregistré des éruptions

volcaniques dont l’origine se trouve dans l’Atlantique Nord et qui se manifestent par des couches

marneuses grisâtes, les bentonites. Toutes ces alternances sédimentaires font l’objet d’un volet

important de la géologie de la craie, la stratigraphie événementielle et séquentielle.

A la fin du crétacé supérieur, la mer se retire du Bassin de Paris, donc de la Normandie, et le sommet

de la craie subit une décalcification très importante sous l’effet du climat chaud et humide du

Tertiaire. Cet ainsi que se créé un relief karstique rappelant ceux connus actuellement en milieu

tropical. Cette dissolution du calcium laisse en place une épaisse couche d’argile à silex qui sera

localement recouverte à la fin du Paléocène par des sédiments marins, la mer ayant une nouvelle fois

transgressé mais de façon moins importante. Sur les hauteurs, de façon très localisée, on rencontre

aussi des poudingues constitués de galets avellanaires cimentés dans par un sable très fin et grésifié

daté de l’Yprésien et pour couronner ces dépôts tertiaires on trouve enfin des sables à faciès « gros

sel » connus sous l’appellation « sables de Lozère » et qui résultent d’un épandage par le fleuve «

paléo-Seine » au Pliocène.

Au début du Quaternaire, un refroidissement général accompagné de périodes glaciaires se traduit

par une baisse étagée du niveau de la mer atteignant jusqu’à 130 m en dessous du niveau actuel et

engendrant une adaptation comportementale et altimétrique des cours d’eau. Durant ces périodes

froides, au moment de la débâcle de printemps, la Seine en furie charrie d’énormes glaçons et des

roches arrachées en amont, raclant le fond de son lit et ses berges. C’est ce phénomène qui est

responsable du creusement de la profonde vallée bordée de falaises que nous connaissons. Au plus

fort des périodes glaciaires, le fond de la Manche est à sec et balayé par des vents violents qui

arrachent de fines particules de roches. Apportés par les vents d’Ouest, ces particules se déposent en

Haute Normandie et dans la Somme constituant ainsi une épaisse couche de lœss. Les conduits

karstiques, le plus souvent alimentés par les bétoires, résultant de l’imprégnation puis de la

dissolution de la craie par l’eau chargée en co2 se met alors en place, soulignant par ses différentes

altitudes les différentes phases de régression ou de transgression marine.

L'ouest de la France il y a 20 000 ans. L’homme pouvait traverser la manche à pied. (Document Ifremer, juin 2016).

Du point de vue tectonique, la Haute-Normandie et bien sûr affectée par les orogénèses armoricaines

et alpines, ce qui se traduit par une fracturation majoritairement et respectivement orientées N120 °et

N30°. Ces faisceaux de cassures parallèles sont visibles dans les falaises et sur l’estran sans oublier

le milieu souterrain.

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2 SITES VISITES

2.1 OCTEVILLE

L’excursion permet d’observer la série stratigraphique allant du Kimméridgien supérieur jusqu’au

Coniacien surmonté du manteau d’altération constitué d’argile à silex. La dénivellation à Octeville

est de 105 m dont une première moitié est d’une falaise vive cénomanienne, la seconde étant

constituée d’une pré-falaise fortement inclinée constituée d’éboulements reposants sur des niveaux

inférieurs. La promenade au pied des éboulis et sur le platier permet d’observer l’ensemble des

roches présentent sur le site.

2.1.1 KIMMERIDGIEN (- 157.3 ±1.0 à - 152.1 ±0.9 Ma)

Le Kimméridgien fait partie du Jurassique supérieur. Il est précédé de l’étage Oxfordien, invisible ici

mais puissant à Villers sur mer et affleurant aux grandes marées au Cap de la Hève. Il suivi du

Tithonien, lui aussi absent mais représenté au Cap Gris Nez. A Octeville, nous avons une

discordance de 25 Ma, ce qui fait que nous passons directement du Kimméridgien à l’Aptien.

L’Europe kimméridgienne est un réseau d’archipels de faible altitude qui ne libèrent que très peu de

matériaux détritiques. Les mers sont peu profondes et il s’y accumule une sédimentation de plate-

forme carbonatée similaire aux actuelles Caraïbes. De nombreux complexes récifaux tapissent ces

mers chaudes et forment de vastes lagons.

Le Kimméridgien présente dans le Bec de Caux un pendage général vers le nord, avec quelques

ondulations pouvant donc montrer un pendage contraire (fig. 4). Aucune coupe ne montre la série

complète du Kimméridgien et à Octeville seule la partie supérieure affleure.

A l’Ouest de l’ancienne base de l’Otan, on peut remarquer en haut de plage des dalles de calcaire

extrêmement dures. Ce sont les « Bancs de plomb ». Ils représentent le membre supérieur des

Calcaires et argiles de Sainte-Adresse. Le vocable « Bancs de plomb » est un terme de carrier qui fait

probablement référence à la couleur de la roche et désigne deux bancs (« plomb inférieur » et «

plomb supérieur ») de calcaire gris clair, légèrement magnésien, très massif et compact, exploités

jadis au cap de la Hève comme pierre à chaux et comme calcaire lithographique.

Chaque banc de plomb termine une séquence composée d’argile grise. La surface supérieure de

chaque banc dur est bioturbée, creusée de nombreux terriers simples ou en « U ». Des brachiopodes

(Zeilleria) s’y trouvent parfois, groupées dans les dépressions de la face supérieure.

Au-dessus, viennent les « Argiles d’Octeville ». Il s’agit d’une séquence principalement argileuse,

riche en Ammonites (Aulacostephanus, microconques et macroconques écrasées, Aptychus), en

Lamellibranches et Gastropodes, et en Vertébrés (des ossements de gros reptiles y ont été recueillis).

Les « Marnes de Ptérocères » terminent l’affleurement kimméridgien et sont bien visibles à

proximité de l’extrémité ouest de de la base de l’Otan. Cette formation débute par un conglomérat à

gros galets calcaires perforés et se poursuit par une alternance marno-calcaire en bancs peu épais,

dont la partie médiane est très fossilifère : Huîtres, Serpules, Ammonites : Gastropodes abondants

(dominés par Harpagodes oceani, avec Pseudomelania, Pleurotomariidae). Les lamellibranches sont

très nombreux (Pholadomya protei, Pleuromya, Lopha solitaria, Mytilidae, Gervillella On peut aussi

récolter des radioles d’oursin (Rhabdocidaris orbignyana) et des fragments de Vertébrés (Tortue).

2.1.2 LE CRETACE

Le crétacé est très bien représenté sur le littoral de la Manche, entre le Havre et Ault (au nord du

Tréport). Dans ce secteur bordé de hautes falaises, un léger pendage permet d’observer la presque

totalité des différents étages depuis les sables de l’Aptien jusqu’aux craies du Campanien.

Niveau marin relatif au cours du Crétacé supérieur, d’après Hancock, extrait de Mortimore (2010)

2.1.2.1 APTIEN (- 125.0 ±1.0 à - 112.0 ±1.0 Ma)

L’Aptien, présent en discordance sur le Kimméridgien sous la forme de sable ferrugineux,

marque le début de la transgression crétacée. Souvent masqué par les éboulis, le sable est beige

clair, d’une grande finesse, micacé, avec une stratification oblique ou entrecroisée. Des passées

ferrugineuses et gréseuses se rencontrent çà et là. Le niveau est très peu fossilifère,

essentiellement des débris végétaux.

2.1.2.2 ALBIEN (- 112.0 ±1.0 à - 99.6 ±0.9 Ma)

2.2.2.2.1 Le Poudingue ferrugineux

Le Poudingue ferrugineux représente la première séquence de l’Albien. Il s’agit d’une formation

détritique, terrigène, grossière dont les éléments ont arrachés au continent nord-armoricain.

Le contenu paléontologique du Poudingue ferrugineux, parfois remanié, est de qualité médiocre

mais assez riche. On peut y trouver quelques fragments d’ammonite (Leymeriella,

Douvilleiceras, Hoplites, Beudanticeras, Cleoniceras, Isohoplites, Lyelliceras, Anahoplites),

quelques lamellibranches dont Entolium orbiculare et très souvent des fragments de bois.

2.2.2.2.2 Les argiles du Gault et la Gaize

Les dépôts de l’Albien supérieur sont représentés par deux unités superposées : le Gault à la

base et la Gaize au sommet.

Le Gault est faciès diachrone (Albien inférieur à supérieur), et qui n’a de valeur

chronostratigraphique que très localement. Il est constitué d’argile noire, collante, pauvre en

macrofaune.

La Gaize, qu’elle soit tendre ou consolidée est elle aussi un faciès diachrone. Elle se présente

sous la forme d’une marne silteuse grise, très fine, avec spicules de spongiaires, La bioturbation y

est localement importante. Les niveaux riches en spicules contiennent souvent des accidents

siliceux de type « chert », pouvant parfois fossiliser partiellement ou totalement des ammonites

en calcédoine. La glauconie n’y est pas rare : certains niveaux passent à de véritables sables

glauconieux.

La macrofaune de la Gaize est riche et variée. Les ammonites indiquent l’Albien supérieur

(Mortoniceras inflatum, Callihoplites auritus, Anahoplites, etc... Le reste de la faune, assez

pauvre en lamellibranches (Entolium orbiculare, huîtres, Neithea) est dominé par les échinides

(Heteraster greenovi, Macraster polygonus, Holaster latissimus, H. suborbicularis,

Pseudholaster bicarinatus). Les bois perforés ne sont pas rares. La microfaune est abondante

dans les deux formations (Bignot, 1962).

La Gaize se termine par une discontinuité sédimentaire d’extension régionale : la surface de

ravinement « Octeville », sous les premiers dépôts cénomaniens.

2.1.2.3 CÉNOMANIEN (- 99.6 ±0.9 à -93.5 ±0.8 Ma))

À partir du Cénomanien, la sédimentation devient essentiellement carbonatée : le faciès craie fait son

apparition. À la Craie glauconieuse du Cénomanien inférieur, craie à silex chargée en glauconie et

entrecoupée de hardgrounds, est superposée la Craie de Rouen du Cénomanien moyen.

La teneur en glauconie diminue de la base vers le sommet de la Craie glauconieuse, mais il existe de

nombreuses récurrences de niveaux glauconieux en relation directe avec l’existence de hardgrounds.

La Craie glauconieuse contient une macrofaune abondante et diversifiée mais les affleurements en

pied de falaise ne livrent plus grand-chose car les fossiles ont été très inégalement conservés. La liste

suivante est très résumée :

- Céphalopodes: Forbesiceras largilliertianum, Hyphoplites falcatus, Mantelliceras saxbii, M.

mantelli, Schloenbachia varians, etc.. Turrilites. Nautiles.

- Lamellibranches abondants : Merklinia aspera, Entolium, Exogyra, Arctostrea « carinata »,

Pycnodonte vesicularis, etc

- Gastéropodes : Conotomaria mailleana.

- Échinides : Catopygus, Cidaridae, Discoides subuculus très fréquent, Epiaster, Hemiaster bufo,

Holaster, Salenidae, Pseudodiadema, Tetragramma variolare.

- Brachiopodes : Cyclothyris difformis, Sellithyris « biplicata », Grasirhynchia grasiana abondants,

Terebrirostra lyra.

- Spongiaires, avec de petites formes comme Porosphaera globularis et des formes plus importantes

comme Plocoscyphia, Discoderma agariciformis, Guettardia stellata, Chenendopora, Hallirhoa

costata, Craticularia.

- Bryozoaires, fréquemment associés aux spongiaires.

- Vertébrés, surtout représentés par des dents de squales et rares vestiges de poissons ou d’ichtosaure.

La microfaune, de conservation médiocre, montre une association de foraminifères planctoniques et

benthiques.

Au total, la Craie glauconieuse se présente comme un dépôt de transition entre les formations

terrigènes grossières puis fines de l’Aptien-Albien, et les formations pélagiques du Cénomanien

moyen et supérieur et du Turonien, dans le cadre de l’expansion transgressive du domaine marin.

La Craie de Rouen est une craie à grain plus fin et à silex noirs. Elle est entrecoupée de hard-grounds

qui ont permis d’y distinguer deux séquences principales, elles-mêmes subdivisées. Les premiers

dépôts constituent un horizon condensé exceptionnellement riche en fossiles. C’est « l’horizon

fossilifère de Rouen » auquel le gisement de la côte Sainte-Catherine de Rouen, gisement éponyme,

doit sa réputation internationale. Les fossiles y sont fréquemment conservés sous forme de moules

internes phosphatés, la calcite des tests étant parfois elle-même épigénisée en phosphate. La

macrofaune est extrêmement abondante, et il est seulement possible de citer les fossiles ou les

groupes les mieux représentés :

- Ammonites : Acanthoceras rhotomagense, Acompsoceras, Anisoceras, Calycoceras, Forbesiceras,

Scaphites aequalis, Sciponoceras, Schloenbachia, Stomohamites, Turrulites. Il est à remarquer

l’importance des hétéromorphes dans cette population.

- Nautiles : Angulithes triangularis

- Lamellibranches ; 31 espéces citées par Juignet (1974), parmi lesquelles Merklinia aspera, Lima

clypeiformis, Neithea, Trigonarca sont abondants.

- Gastéropodes : 21 espèces pas toujours facile à déterminer car le plus souvent à l’état de moule

interne.

- Echinodermes : 21 espéces dominées par Discoides subuculus et Holaster subglobosus. On trouve

aussi des fragments isolés de l’étoile de mer Mastaster villersensis et pluas rarement des segments de

l’encrine Isocrinus.

- Brachiopodes : Cyclothyris, Gibbithyris semiglobosa, Kingena lima, Crania rhotomagensis, en

particulier fixés sur les Holaster.

-Annélides : serpules assez abondantes.

Les spongiaires, plus rares que dans la Craie glauconieuse, les Bryozoaires et quelques dents de

squales complètent l’inventaire.

La microfaune montre, par rapport à la Craie glauconieuse, une diminution des foraminifères

benthiques au profit des planctoniques.

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2.2 ETRETAT

2.2.1 Géomophologie

La côte orientale de la Manche en offre une très belle expression de falaises vives sur ses 120 km de

contact avec les formations crayeuses du bassin de Paris et sont une parfaite illustration d’un littoral

résultant d’une zone de contact entre une mer qui envahit et un continent qui recule. Le secteur

d’Étretat, haut de 70 à 80 m, contient un ensemble spectaculaire dont la renommée est planétaire. En

effet, il présente un trait de côte fortement indenté où, en 2,2 km, se succèdent 5 baies et 4 caps,

illustrés d’arches au jambage élégant et de hauts récifs isolés.

Le Massif d’Aval vu depuis l’ouest. 1/ la baie d’Étretat, 2/ l’Aiguille et la Porte d’Aval, 3/ la baie de

Jambourg, 4/ la Manne-Porte, 5/ la baie du Petit Port, 6/ le cap de Valaine, 7/ la baie de Valaine, 8/

la pointe de la Courtine, 9/ la baie d’Antifer.

Un examen détaillé met en évidence des témoins d’un ancien système karstique très développé et

hiérarchisé, curieusement associé aux indentations littorales Le spectaculaire de ce secteur du littoral

de la Manche est donc clairement l’héritage d’une évolution complexe à laquelle le karst a fortement

contribué.

Drain évolué de la grotte de la Porte d’Aval. Ce collecteur résulte de la coalescence de drains anastomosés dont on

observe les pédoncules résiduels au sol et à la voûte (1, 2).

La transgression holocène est responsable de la destruction de plusieurs arches dont on peut encore

voir les embases. Ce paysage si particulier résulte d’un recul complexe et différentiel du front de

falaises, dont certains ne sont pas actuels.

Le cap de Valaine, vu de la Manne-Porte. Entre le cap et la Manne-Porte se développe un paléo-platier associé au

hardground (sous la houle), qu’on ne retrouve pas vers la Courtine (à la houle). Le recul important du cap est illustré

par les récifs en mer. À l’arrière-plan, noter la valleuse qui se développe sur la pointe de la Courtine.

2.2.2 TURONIEN (- 93.5 ±0.8 à - 89.3 ±1.0 Ma))

A Etretat, seules les craies dures et dolomitisées du Turonien supérieur sont visibles. Elles

constituent le platier et le socle de l’aiguille (Non Mr Lupin, elle n’est pas creuse !) ainsi que la base

des arches et le pied de falaise le plus souvent masqué par un épais cordon de galets.

2.2.3 CONIACIEN (- 89.3 ±1.0 à - 85.8 ±0.7 Ma)

Au-dessus du Hardground Navigation, le Coniacien domine de toute sa puissance, montrant une

succession régulière de craie et de bancs de silex. Presque à mi-hauteur, on remarquera une légère

encoche marneuse. Il s’agit de la bentonite « Shoreham », témoin d’une période d’éruption

volcanique de grande ampleur en liaison avec l’ouverture de l’Atlantique. Ce niveau sert de limite

entre le Coniacien inférieur et le Coniacien moyen.

2.2.4 STRATIGRAPHIE EVENEMENTIELLE ET SEQUENTIELLE

Texte en cours Voir les généralités au chapitre 3

2.2.5 Curiosité Sur la falaise d’amont, à proximité du monument en mémoire des aviateurs Nungesser et Coli,

l’église Notre Dame d’Etretat est construite avec des blocs taillés dans du calcaire pisolithique datés

du Montien-Danien. Cette roche, riche de plusieurs centaines d’espèces de fossiles est appelée

Calcaire de Vigny et représente le premier niveau du Tertiaire (65 Ma). Bien sûr, les blocs taillés

n’ont rien à voir avec la géologie locale. Ils ne peuvent provenir que du célèbre site de Vigny-

Longuesse dans le Val d’Oise.

2.3 FECAMP

Culminant à 103 m au niveau du Trou au Chien, les falaises nord de Fécamp montrent la presque

totalité du Turonien, depuis le niveau à grosses mais rares ammonites (Fagesia catinus) jusqu’à un

banc dur constituant la limite supérieure et appelé « hardground Navigation ». Il est surmonté par la

craie du Coniacien, laquelle est assez riche en fossiles (surtout des échinodermes et des

brachiopodes) que l’on peut récolter sur les grands éboulis accessibles à marée basse mais seulement

en venant par la valleuse de Senneville située 5 km au nord.

Comme à Etretat, mais malheureusement inaccessibles sauf à venir par Senneville, Le Trou au

Chien, la Porte au Roi et la Porte à la Reine trahissent la présence d’un ancien karst ayant très

fortement influencé la morphologie du trait de côte. Malgré tout, le secteur que nous visiterons

permet d’apercevoir des conduits karstiques sur diaclases, le plus important étant la grotte du Cap

Fagnet, légèrement située en hauteur.

2.4 LA GROTTE DES PETITES DALES

Trépanée par une carrière à ciel ouvert dans la seconde moitié du 19éme siècle, la grotte des Petites

Dales tire son nom du Norrois « Dale » qui signifie vallée. Découverte et explorée

spéléologiquement sur une soixantaine de mètres en 1966, les désobstructions de grande ampleur et

les recherches scientifiques pluridisciplinaires ont nécessité la création d’un site fédéral dont le

schéma d’organisation, décrit précisément dans le n°9 de la revue Spéléo-Tract, peut être résumé de

la façon suivante :

- 1 conservateur fédéral, responsable patrimonial (Joël Rodet)

- 1 pôle scientifique (responsable Joel Rodet)

- 1 pôle chantier et travaux (responsable Jean-Pierre Viard), regroupant quelques sympathisants et

des désobstructeurs acharnés, membres d’associations fédérées : Centre Normand d'Etude du Karst

et des Cavités du Sous-sol (CNEK), Section spéléologie de l'Athlétique Club Renault-Fonderie de

Cléon (ACRFC), Section spéléologie de Notre Dame de Gravinchon (ARCADE), Spéléo-Club du

Roule, Epouville (SCRE), dissous en 2005.

Plus de 176 personnes ont participé aux désobstructions et ce sur 29 ans, faisant de la grotte des

Petites Dales une œuvre collective remarquable, une aventure exceptionnelle, et finalement le plus

beau fleuron du patrimoine souterrain normand.

Située sur la commune de Saint Martin aux Buneaux (Seine Maritime), l’entrée de la grotte des

Petites Dales se trouve à 1,200 km des falaises littorales et s'ouvre à l’altitude de 27 m NGF en

bordure de la route départementale n° 68.

La roche encaissante est constituée de craie à silex allant du Coniacien inférieur au Coniacien

moyen. On peut d’ailleurs observer la limite inférieur/moyen grâce à un niveau marneux grisâtre

épais de quelques centimètres. Il s’agit de la bentonite « Shoreham » déjà évoquée à Etretat.

Rien n’existant dans le commerce pour répondre à l’ampleur et aux difficultés du chantier, il a fallu

créer et souvent adapter un matériel spécifique, le plus efficace possible et bien sûr le moins cher

possible. Véritable et heureuse déformation professionnelle, le maître-mot de Jean-Pierre Viard

c’est…le Rendement ! Aussi, fait-il largement appel à la récupération et à la transformation d’objets

variés, allant du simple bidon plastique de 25l jusqu’aux moteurs de mobylette, en passant par des

pièces de voiture ou de vieux châssis de remorque. Tout ceci mis a et est toujours mis en œuvre par

des désobstructeurs forcenés et dévoués qui ont finalement vidé la grotte de ses sédiments sur 785 m.

Il est impensable en quelques pages de décrire la totalité des solutions apportées pour faire de la

grotte ce qu’elle est devenue en presque 30 ans. Aussi, nous ne citerons que quelques exemples : le

marteau-piqueur électrique, les remorques autotractées, les brouettes modifiées, ainsi que les treuils

ou un monorail suspendu.

.

Désobstruction dans la galerie Catherine – cl. J.C.S. Le monorail de la galerie du Soutirage – cl. J.C.S & D.S.

La grotte des Petites Dales se présente essentiellement comme une grande galerie fossile initialement

comblée par des sédiments principalement allochtones sur une hauteur moyenne de 9/10 m,

atteignant 15 m au niveau de la salle des Six, et sur laquelle viennent se greffer quatre conduits

inférieurs révélés par des phénomènes de soutirage. Cette galerie, appelée Galerie Principale, d’une

largeur moyenne d’environ 2 m et longue de 453 m, a été vidée dans sa partie sommitale jusqu’à son

terminus, c’est-à-dire une zone d’alimentation constituée de racines du manteau d’altération connues

en Normandie sus le nom de « Bétoires ».

- 13 -

La galerie pricipale. Cl. J.C.S. & D.S. Le sondage donnant accès à la galerie 404 (extrait de Spéléo-tract

n°9.

- 14 -

Tout au long du chantier, désobstructeurs et scientifiques ont travaillé et travaillent toujours en parfaite

collaboration. Ainsi la grotte n’est pas simplement la plus longue de la craie de Seine maritime mais aussi un

formidable laboratoire et une cavité école avec des résultats exceptionnels. La grotte est aussi un témoin essentiel

de l’histoire des climats et de leurs implications eustatiques durant le quaternaire, en particulier les périodes

glaciaires et interglaciaires

3 NOTIONS DE STRATIGRAPHIE EVENEMENTIELLE ET SEQUENTIELLE

La théorie astronomique de Milutin Milankovitch explique de façon satisfaisante les grandes

variations climatiques responasables de la régularité de la stratigraphie particulièrement

spectaculaire à Etretat. L'excentricité de l'orbite terrestre, l'obliquité de l'écliptique et

Précession des équinoxes sont les trois grandes causes de ces variations.

L'excentricité de l'orbite terrestre. L'orbite terrestre est une ellipse, dont le Soleil est l'un

des foyers. L'excentricité de l'ellipse mesure la différence de distance entre les deux foyers.

Lorsque l'excentricité est faible, l'orbite terrestre est presque circulaire. L'excentricité est

engendrée par les attractions gravitationnelles exercées entre la Terre et les autres planètes. La

période caractéristique de variation du paramètre est de 100.000 ans. Bien qu'il fasse varier de

1 % seulement l'énergie solaire reçue sur Terre, ce paramètre est pourtant le plus influant.

L'obliquité de l'écliptique. L'angle formé par la direction des pôles et celle de la normale au

plan de l'écliptique n'est pas constant. Il varie entre 22° et 24,5° suivant une période de 41.000

ans. Ainsi, suivant l'obliquité, les pôles ne recevront pas le même éclairement.

Précession des équinoxes. La Terre tourne sur elle-même telle une toupie. L'axe de rotation

de la Terre balaie un cône, mais celui-ci varie avec une période de 20.000 ans. L'inclinaison

de l'axe de rotation terrestre n'affecte pas la quantité totale de chaleur solaire reçue sur Terre,

mais sa distribution.

- 15 -

Principaux lithomarqueurs dans les craies anglaises, d’après B. Hoyez 2008 – (tableau redessiné par J.C.

Staigre, avec ajout des principaux critères d’identification).

- 16 -

4 ORIENTATION BIBLIOGRAPHIQUE

BRETON G. (1998) – Excursions géologiques sur le littoral entre Le Havre et Fécamp

(Normandie, France). Bulletin trimestriel de la Société géologique de Normandie et des amis

du Muséum du Havre, tome 85, fasc. 1, p. 3-39.

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campaniennes. Publications des Universités de Rouen et du Havre, Mont Saint Aignan, 348 p.

JUIGNET P. (1974) – La transgression crétacée sur la bordure orientale du Massif

Armoricain. Aptien, Albien, Cénomanien de Normandie et du Maine. Le stratotype du

Cénomanien. Thèse de Doctorat d’État, Université de Caen, 810 p., 174 fig., 47 tabl., 28 pl.

JUIGNET P. et KENNEDY W. J. (1976) – Faunes d’Ammonites et biostratigraphie comparée

du Cénomanien du Nord-Ouest de la France (Normandie) et du Sud de l’Angleterre. Bulletin

trimestriel de la Société géologique de Normandie et des amis du Muséum du Havre, tome 63,

fasc. 2, p. 5-19

LEPAGE Yves: >> voir les supports d’excursion sur le site internet de Sciences et Géologie

Normande.

OWEN Ellis (1987): Fossils of the chalk. The Paleontological Association, Field guilds to

fossils, n° 2: 310 p. [0-901702-36-6].

RODET Joël (1992) : La craie et ses karsts. Ed. Centre Normand d’Etude du Karst, Elbeuf et

Groupe Seine, CNRS Caen, 560 p., ISBN 2-9506258-0-0. Imprimé par le Centre de

Géomorphologie du CNRS, 24 rue des Tilleuls à Caen.

RODET Joël (2013) : Karst et évolution géomorphologique de la côte crayeuse à falaises de

la manche. L’exemple du massif d’aval (Etretat, Normandie, France). Quaternaire, 24, (3),

2013, p. 303-314

RODET Joël, AUDAM Jean-Luc, BEAUFILS Pierre, CHAILLOUX Daniel, CHEDEVILLE

Stéphane, FOURNIAL Caroline, FOVEZ Hélène, HUOT Alain, LECOQ Nicolas, MAGNE

Laurent, SAYARET Danièle, STAIGRE Jean-Claude, VIARD Jean-Pierre (2016). Les Petites

Dales, grotte fédérale et fédérative (Saint Martin aux Buneaux, Seine Maritime). Spéléo-

Tract, 9 : 150 p. [0290-1412].

STAIGRE, Jean-Claude (2016) : Les fossiles de la craie dans les cavités souterraines de

Normandie. Bulletin Sciences et Géologie Normandes, tome 8., p.129-145.

Sites internet conseillés :

cnek.org

craies.crihan.fr

https://www.yumpu.com/fr/document/view/16653326/support-dexcursion-

sciences-et-geologie-normandes