La couverture sédimentaire mésozoïque et cénozoïque

En Pays de la Loire, la première reprise de sédimentation sur le socle varisque date du Trias, le massif étant alors soumis à une puissante érosion alimentant des bassins continentaux en position plus aval (Sologne, Touraine) ; cependant, les premiers dépôts marins reconnus sont datés du Lias. A partir de cette époque, durant le Jurassique et le Crétacé, les dépôts se succèdent sur la bordure du Massif armoricain (partie ouest du Bassin de Paris et nord du Bassin d’Aquitaine) au gré des variations relatives du niveau de la mer. Ces cycles de transgression/régression enregistrent les événements géodynamiques affectant la lithosphère : extension téthysienne, ouverture de l’Atlantique. Cependant, il semble que jamais le massif n’ait été complètement inondé (sauf peut-être au Crétacé supérieur), aucun dépôt de cet âge n’étant connu dans les bassins internes.

Dépôts jurassiques

Au Jurassique inférieur, dans le Maine, les dépôts sont très peu épais (une dizaine de mètres) ; ils débutent par des calcaires gréseux à intercalations conglomératiques, passant à des calcaires marneux puis à des marnes. En Vendée, ils couvrent des surfaces plus étendues ; le début de la sédimentation est marqué par des dépôts argilo-sableux lagunaires discontinus, passant très vite à des dépôts marins littoraux carbonatés, épais de quelques dizaines de mètres : calcaires dolomitiques et calcaires gréseux à passées graveleuses et oolitiques ; ils sont recouverts par des calcaires argileux et des marnes très peu épaisses.

Au Jurassique moyen une plate-forme carbonatée s’installe, appuyée contre le continent armoricain. En Vendée et dans le Maine se dépose alors une formation de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur, qui débute par des calcaires argileux passant à des dépôts moins profonds, calcaires graveleux à intercalations bioclastiques et oolitiques et à silex diagénétiques.

Au Jurassique supérieur cette plate-forme est brusquement ennoyée. Se forment alors d’épais dépôts marins (atteignant une centaine de mètres d’épaisseur), de marnes, de calcaires argileux et de calcaires sableux, à intercalations argilo-sableuses et niveaux bioclastiques et oolitiques. En Vendée, ce type de dépôts se poursuit jusqu’au sommet de la série mais, dans le Maine, les marnes passent, à la limite Callovien-Oxfordien, à des dépôts terrigènes sableux de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur, entrecoupés de niveaux marneux.

Dépôts crétacés

Après la déformation et l’émersion du Bassin de Paris à la limite Jurassique-Crétacé, la sédimentation reprend à l’Albien de manière diachrone. Elle est transgressive jusque sur le socle varisque dans le Maine et dans l’Anjou et en discordance angulaire (« onlap ») sur les formations mésozoïques sous-jacentes. Les dépôts débutent par des sables glauconieux et des argiles souvent à graviers et minerai de fer. Ils passent, vers le domaine marin oriental, à des argiles à lignite puis à des marnes. Au-dessus se développe un ensemble de faciès littoraux terrigènes à l’Ouest, passant à des sédiments carbonatés à l’Est, selon plusieurs cycles transgression/régression, conférant une relative complexité à l’ensemble. En outre, plusieurs corps sableux, dont les principaux atteignent plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur( Fms. des Sables du Maine et des Sables du Perche), représentent des aquifères régionaux importants.

Au Cénomanien terminal-Turonien, il y a une rupture dans la nature et la géométrie des dépôts : ceux-ci reposent en discordance angulaire sur les sédiments cénomaniens. La sédimentation carbonatée s’uniformise et s’installe au-dessus d’un niveau repère peu épais mais très typé, connu sur presque toute la bordure du Massif armoricain : les « Marnes à huitres », localement surmonté par un dernier niveau détritique sableux (Fm. des Sables de Bousse). Au-dessus, la craie, calcaire blanc, tendre et poreux, constitue un horizon continu d’une dizaine à quelques dizaines de mètres d’épaisseur. En Vendée côtière, les sédiments crétacés du bassin de Challans sont localement directement transgressifs sur le socle varisque. Ils débutent par un niveau basal détritique, sables et argiles et passent ensuite à des dépôts marno-calcaires ; ces sédiments cénomaniens puis turoniens sont très peu épais.

Au Turonien terminal et Sénonien, la sédimentation autour du massif redevient détritique avec le dépôt de faciès à caractère régressif : sables et argiles à spongiaires, sables à silex et argiles à silex à caractère résiduel. Ces dépôts, qui marquent l’émersion des bordures du bassin, ne sont bien préservés, sous la transgression tertiaire, qu’en Anjou, de part et d’autre de la Loire. Dans le centre du bassin la sédimentation carbonatée perdure. En Vendée côtière, les dépôts s’achèvent par des sables et des argiles, à caractère résiduel et à intercalations marno-calcaires. L’épaisseur résiduelle de ces sédiments n’excède pas quelques dizaines de mètres.

Dépôts tertiaires

Au cours du Tertiaire le Bassin de Paris et le Massif armoricain continuent de se déformer en réponse à la collision alpine. Cette déformation se manifeste en majeure partie par le rejeu de failles du socle varisque dans la couverture sédimentaire. Ainsi, au sein même du massif, de nombreux petits bassins tertiaires restent piégés après décapage de la couverture mésozoïque qui s’étendait probablement bien plus largement. Les plus connus sont les bassins de Campbon, Nort-sur-Erdre et Saffré dans le Pays Nantais, ceux de Chéméré, Challans et Machecoul en Vendée et ceux du Lac de Grand-Lieu et du Pays de Retz.

De même, au Miocène, les Pays de la Loire sont ennoyés par plusieurs transgressions eustatiques dont les dépôts subsistent à l’état de petits placages résiduels en Basse-Loire et de lambeaux plus importants en Anjou et en Touraine (régions de Doué-la-Fontaine et de Baugé-Noyant). Ce sont des sables coquilliers calcaires (faluns), déposés sur un niveau basal marneux ou argilo-sableux. Ils sont riches en débris coquilliers divers, en dents de poisson et en ossements de mammifères. Leur épaisseur est très variable, de l’ordre de quelques mètres à plus d’une dizaine de mètres.

A la fin du Miocène, le Massif armoricain est affecté par d’importants basculements consécutifs à la collision alpine, s’accompagnant du rejeu de nombreuses failles. Au cours du Pliocène, la sédimentation régressive est associée à une succession d’ondulations tectoniques, entraînant une fluctuation des aires de dépôt. De nombreux placages sédimentaires résiduels, attribués classiquement au Pliocène, parsèment le Massif armoricain. L’âge et le milieu de dépôt de ces sédiments ont fait l’objet de bien des controverses. Ce n’est qu’en Basse-Loire et dans certains bassins tertiaires que les incursions marines sont franches et que les sédiments sont fossilifères et bien datés (Redonien). Ailleurs, les études récentes tendent à montrer que ce sont des dépôts fluviatiles et estuariens d’âge miocène supérieur à pliocène. Ces sédiments sont, en majeure partie, des sables, connus sous le nom de « Sables de Bretagne ». Leur épaisseur varie de quelques mètres (placages résiduels) à quelques dizaines de mètres (paléovallées). Ces sables peuvent être mêlés à des cailloutis, des graviers, à matrice argileuse ; ces nappes d’interfluves sont alors difficiles à distinguer des alluvions anciennes attachées au réseau fluviatile actuel.